Die Physische Geographie Afrikas 3662674033, 9783662674031, 9783662674048

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Roland Baumhauer

Die Physische Geographie Afrikas

Die Physische Geographie Afrikas

Roland Baumhauer

Die Physische Geographie Afrikas

Roland Baumhauer Institut für Geographie und Geologie University of Würzburg Würzburg, Deutschland

ISBN 978-3-662-67403-1 ISBN 978-3-662-67404-8  (eBook) https://doi.org/10.1007/978-3-662-67404-8 Die Deutsche Nationalbibliothek verzeichnet diese Publikation in der Deutschen Nationalbibliografie; detaillierte bibliografische Daten sind im Internet über 7 http://dnb.d-nb.de abrufbar. © Der/die Herausgeber bzw. der/die Autor(en), exklusiv lizenziert an Springer-Verlag GmbH, DE, ein Teil von Springer Nature 2023 Das Werk einschließlich aller seiner Teile ist urheberrechtlich geschützt. Jede Verwertung, die nicht ausdrücklich vom Urheberrechtsgesetz zugelassen ist, bedarf der vorherigen Zustimmung des Verlags. Das gilt insbesondere für Vervielfältigungen, Bearbeitungen, Übersetzungen, Mikroverfilmungen und die Einspeicherung und Verarbeitung in elektronischen Systemen. Die Wiedergabe von allgemein beschreibenden Bezeichnungen, Marken, Unternehmensnamen etc. in diesem Werk bedeutet nicht, dass diese frei durch jedermann benutzt werden dürfen. Die Berechtigung zur Benutzung unterliegt, auch ohne gesonderten Hinweis hierzu, den Regeln des Markenrechts. Die Rechte des jeweiligen Zeicheninhabers sind zu beachten. Der Verlag, die Autoren und die Herausgeber gehen davon aus, dass die Angaben und Informationen in diesem Werk zum Zeitpunkt der Veröffentlichung vollständig und korrekt sind. Weder der Verlag noch die Autoren oder die Herausgeber übernehmen, ausdrücklich oder implizit, Gewähr für den Inhalt des Werkes, etwaige Fehler oder Äußerungen. Der Verlag bleibt im Hinblick auf geografische Zuordnungen und Gebietsbezeichnungen in veröffentlichten Karten und Institutionsadressen neutral. Planung/Lektorat: Simon Shah-Rohlfs Springer Spektrum ist ein Imprint der eingetragenen Gesellschaft Springer-Verlag GmbH, DE und ist ein Teil von Springer Nature. Die Anschrift der Gesellschaft ist: Heidelberger Platz 3, 14197 Berlin, Germany

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Vorwort Verstellt durch jahrhundertealte Vorurteile, Desinteresse und Ignoranz nehmen wir Afrika vor allem als den „verlorenen Kontinent“ wahr und sehen in ihm nicht das Potenzial, das den Kontinent zu einem Gewinner des 21. Jahrhunderts machen kann. Hier finden sich Staaten mit überdurchschnittlichem Wirtschaftswachstum, boomenden Metropolen, innovativen Entwicklungen und Staaten, in denen aufgrund des explodierenden Bevölkerungswachstums und des daraus resultierenden zunehmenden Landnutzungsdrucks Armut und Hungersnöte herrschen und die darüber hinaus bereits heute mit den Folgen des Klimawandels zu kämpfen haben. Ein genauerer Blick auf den Kontinent lohnt sich also, denn Afrika ist uns näher und viel bedeutender, als wir wahrhaben wollen. Umso erstaunlicher ist es – oder doch nicht, konstatiert man das oben genannte Desinteresse –, dass zu diesem Zukunftskontinent unserer Erde so gut wie keine aktuellen geographischen Gesamtdarstellungen in deutscher Sprache vorliegen. Weder zu Sachgebieten der allgemeinen Geographie, zu wirtschafts- und sozialgeographischen Themen, zu den natürlichen Ressourcen oder zur Physischen Geographie. Die einzige „aktuellere“ Gesamtdarstellung ist der 1997 (sic!) in der Reihe „Teubner Studienbücher der Geographie – regional“ erschienene Band Afrika. Er betrachtet Afrika jedoch vorwiegend aus der Perspektive der geographischen Entwicklungsforschung. Weitere Gesamtdarstellungen, wie die beiden regional gegliederten Afrikabände aus der Reihe „Harms Handbuch der Geographie“ vermitteln zum einen keinen systematischen Überblick über den Kontinent und sind zum anderen bereits 1983 resp. 1985 erschienen. Im regionalen Maßstab angelegt mit thematischen Schwerpunkten aus der Humangeographie sind die nicht mehr verfügbaren Darstellungen Nordafrikas und Vorderasiens von Mensching und Wirth aus dem Jahr 1989. Oder „Afrika südlich der Sahara“ von Manshard 1988 im Rahmen der damaligen „Fischer Länderkunde“. Etwas aktueller (1991–1994) sind die länderspezifischen Darstellungen der Struktur- und Entwicklungsprobleme Afrikas in der zweiten Auflage des „Handbuchs der Dritten Welt“. Vor diesem Hintergrund erscheint eine Gesamtdarstellung der Physischen Geographie des Kontinents überfällig. Im Mittelpunkt des Buches stehen die Geofaktoren Relief, Klima, Gestein, Boden, Wasserhaushalt, Vegetation und Zeit. Sie steuern die landschaftsprägenden Prozesse an der Erdoberfläche, das heißt, sie bestimmen Struktur, Funktion und Dynamik des Naturraumes – der natürlichen Umwelt und der vom Menschen durch Landnutzung, Siedlungen, Verkehrswege und so weiter gestalteten Umwelt. Das vorliegende Buch basiert auf Erfahrungen einer dreißigjährigen Forschungstätigkeit in Afrika und einer Vielzahl von Lehrveranstaltungen und soll einerseits einen schnellen Überblick über die Physische Geographie des Kontinents geben und kann andererseits als geordnetes Nachschlagewerk genutzt werden. Es wendet sich nicht nur an Studierende der Geographie und Geowissenschaften und anderer insbesondere naturwissenschaftlicher Studiengänge, sondern auch an einen breiten an den Geofaktoren Afrikas interessierten Leserkreis bis hin zu Mitarbeitern von Entwicklungsorganisationen und Fachkräften im Entwicklungsdienst, die grundlegende Informationen zur Physischen Geographie des Kontinents in toto

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Vorwort

e­ rhalten möchten. Das Buch ist zwar ganz wesentlich aus einer fortgeschrittenen Vorlesung zur regionalen Geographie Afrikas heraus entstanden, setzt aber kein geographisch-geowissenschaftliches Spezialwissen voraus. Allen, die am Gelingen dieses Bandes unmittelbar und mittelbar mitgewirkt haben, sei hier gedankt. Ganz besonderer Dank gebührt Jürgen Kempf für die ­Lektorierung und Julia Breunig für die wieder einmal hervorragenden kartographischen Arbeiten. Und nicht unerwähnt bleiben sollen Tim Pfitzner, Nicolas Trischler, Constanze Laznicka, Johanna Mari und Marc Ehrlich. Roland Baumhauer

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Inhaltsverzeichnis 1

Die naturräumlichen Grundlagen des Erdteils . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1 Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8

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Die Großregionen des Kontinents . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 3

Die Grundzüge des geologischen Baus und der geologischen Entwicklung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17

Präkambrium . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Paläozoikum . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Mesozoikum und Känozoikum . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Lagerstätten und Rohstoffvorkommen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3.1 3.2 3.3 3.4

20 24 26 34 42

4 4.1 4.2 4.3 4.4 4.5

Die Großformen des Reliefs . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45

5 5.1 5.2 5.3

Der Geofaktor Klima . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 77

6 6.1 6.2 6.3 6.4 6.5

Die Wasserressourcen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 125

7 7.1 7.2 7.3

Böden, Bodenerosion und Desertifikation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 145

Zur Geomorphologie des Maghreb und des mediterranen Raums Afrikas . . . . . . . . . . . Geomorphologie Niederafrikas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Das Relief Hochafrikas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Die Kapprovinz Südafrikas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Die aktuelle Geomorphodynamik . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

Klimagenese und Klimadynamik – die tropische Zirkulation über Afrika . . . . . . . . . . . . Die Klimaregionen Afrikas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Geofaktor Klima: Gunst und Risiko . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

55 57 66 73 73 75

85 96 113 121

Flüsse und Flusssysteme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 126 Seen und Feuchtgebiete . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 134 Staudämme/-seen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 136 Grundwasser . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 138 Herausforderungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 141 Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 143

Die Hauptbodengruppen Afrikas, ihre Verbreitung und Charakteristika . . . . . . . . . . . . 147 Bodendegradierung und Bodenerosion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 156 Desertifikation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 161 Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 168

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Inhaltsverzeichnis

8 8.1 8.2 8.3 8.4 8.5

Die Vegetationsformationen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 173

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Klimaschwankungen und Auswirkungen des Klimawandels . . . . . . . . . . . . . . . 201

Der äquatoriale Regenwald . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Die Savannengebiete . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Halbwüsten und Wüsten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Die ost- und südafrikanischen Hochländer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Die Vegetation der subtropischen Winterregengebiete im NW und SW Afrikas . . . . . Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

174 182 191 192 197 199

Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 214

Serviceteil Sach- und Namenregister . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 219

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Die naturräumlichen Grundlagen des Erdteils Inhaltsverzeichnis Weiterführende Literatur – 8

© Der/die Autor(en), exklusiv lizenziert an Springer-Verlag GmbH, DE, ein Teil von Springer Nature 2023 R. Baumhauer, Die Physische Geographie Afrikas, https://doi.org/10.1007/978-3-662-67404-8_1

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Kapitel 1 · Die naturräumlichen Grundlagen des Erdteils

Afrika ist mit einer Fläche von über 30 Mio. Quadratkilometern (km2) der zweitgrößte Kontinent der Erde und nimmt damit etwa 20 % der gesamten Landfläche ein (zum Flächenvergleich s. . Abb. 1.1). Der Kontinent erstreckt sich in NordSüd-Richtung zwischen Kap Blanc in Tunesien (37° 51' N) bis zum Kap Agulhas in der Republik Südafrika (34° 51' S) über rund 8000 km nahezu symmetrisch zum Äquator. Mit annähernd 7500 km vom Cap Vert im Senegal bis zum Kap Guardafui in Somalia erreicht die maximale West-Ost-Erstreckung Afrikas fast die Nord-Süd-Ausdehnung. Am Äquator erstreckt sich die Landmasse über ca. 3500 km von Westen nach Osten, am südlichen Wendekreis über 2100 km. Der größte Teil des Kontinents befindet sich auf der Nordhalbkugel. Durch den Südatlantik getrennt ist das 3000 km entfernte Südamerika sein westlicher Nachbarkontinent. Die Antarktis liegt rund 4000 km von der Südspitze Afrikas entfernt. Von der Südspitze Südamerikas sind es dagegen nur etwa 1200 km

. Abb. 1.1  Flächenvergleich Afrikas mit den USA (ohne Alaska), Japan, Indien und Europa (EU inklusive Norwegen, Vereinigtem Königreich, der Schweiz sowie den Balkanstaaten)

3 1  Die naturräumlichen Grundlagen des Erdteils

bis zur Antarktis. Im Norden trennt das Mittelmeer Afrika von Europa. An der schmalsten Stelle, der Straße von Gibraltar, ist die Iberische Halbinsel nur 14 km entfernt. Das Rote Meer und die Sinai Halbinsel sowie der Indische Ozean begrenzen das Festland des Kontinents nach Osten. Auffallend ist die kaum gegliederte Küstenlinie Afrikas, die mit 36000 km etwa genau so lang ist wie die Küste des dreimal kleineren Europas. Obwohl die Küstenformen keineswegs einheitlich strukturiert sind, besitzt Afrika den klarsten Umriss aller Kontinente. Afrika bietet, wie kein anderer Kontinent, Einblicke in die älteste geologische Geschichte der Erde. Fast 60 % der Kontinentalfläche bestehen aus dem direkt an der Oberfläche anstehenden präkambrischen Sockel („basement complex“), der älter als 550 Mio. (Ma) Jahre ist. Aber auch der geologische Untergrund der übrigen 40 % der Fläche Afrikas wird fast ausschließlich von Gesteinen aus präkambrischer Zeit gebildet und nur von vergleichsweise geringmächtigen jüngeren Schichtfolgen überlagert. Lediglich der äußerste Südwesten und der äußerste Nordwesten Afrikas wurden in jüngere Gebirgsbildungsphasen (geologisch: Orogenesen) einbezogen. Der mediterrane Teil des Atlasgebirges in Nordafrika bildete sich seit dem späten Mesozoikum vor 150 Mio. Jahren durch die Kollision der afrikanischen mit der eurasischen Platte und die Auffaltung der Kapketten Südafrikas erfolgte vor 280–230 Mio. Jahren im damaligen südwestlichen Randbereich von Gondwana. Zu den erdgeschichtlich jüngsten Formationen in Afrika zählen die vulkanischen und sedimentären Ablagerungen, die sich im Zuge der Rifting-Prozesse im zentral- und ostafrikanischen Grabenbruch (Rift Valley) gebildet haben. Ein junges Alter haben darüber hinaus die spättertiären und quartären Beckenfüllungen, etwa im Murzuk-, Kongo- oder Kalahari-Becken. Charakteristisch für das Relief Afrikas ist die Flächendominanz mittlerer Höhenlagen. Aufgrund der geologisch-geomorphologischen Entwicklungsgeschichte fehlen ausgeprägte Tiefländer ebenso wie Hochgebirge mit Höhen über 4000 m ü. M. Nach seinen vorherrschenden Höhenlagen kann der Kontinent in einen niederafrikanischen und einen hochafrikanischen Teil gegliedert werden. Niederafrika umfasst Nordafrika südlich des Atlasgebirgssystems sowie West- und Zentralafrika (. Abb. 1.2). Es weist eine mittlere Höhenlage von 300 m ü. M. auf und gliedert sich in geologische Aufwölbungen (Schwellen) und Becken. Die Atlasketten Nordwest-Afrikas bilden die strukturelle Fortsetzung der europäischen Falten-(Hoch-) gebirge, so der Betischen Kordillere auf der Iberischen Halbinsel, der Pyrenäen oder der Alpen, die im Zuge der alpidischen Orogenese seit dem Ende des Mesozoikums entstanden sind. Hochafrika beginnt im Hochlandmassiv Äthiopiens und setzt sich über die Hochländer Ostafrikas und das kleine Gebirgsmassiv von Lesotho bis an die Südspitze des Kontinents fort (. Abb. 1.2). Die mittlere Höhenlage beträgt in diesem Teil Afrikas 1200 m ü. M. und erreicht in den Hochlandmassiven eine mittlere Höhe von 2500 m ü. M. Ebenso wie in Niederafrika sind auch in Hochafrika Becken und Schwellen reliefbestimmend, zum Beispiel das Kalahari-Becken oder die Lundaschwelle. Infolge seiner Höhenlage und dem damit genetischen verbundenen charakteristischen Rift Valley, einem rund 6500 km langen tektonischen Grabensystem, zu dem das südliche Rift, der Zentralafrikanische und der Ostafrikanische Graben gehören, zeigt das östliche Hochafrika eine stärkere und eher kleinräumiger differenzierte Gliederung. Dieses Grabensystem setzt sich nach Norden im Roten Meer und weiter über das Tote Meer bis hin zum Libanon-Antilibanon fort. Auch die an das Grabensystem gebundenen Vulkanmassive wie Kilimandscharo (5895 m), Mount Kenya (5199 m),

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Kapitel 1 · Die naturräumlichen Grundlagen des Erdteils

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. Abb. 1.2  Die physisch-geographischen Großstrukturen Afrikas. Die mittlere Höhenlage von Niederafrika beträgt 300 m ü. M., die von Hochafrika dagegen beträgt 1200 m ü. M. Die Verteilung der Höhenstufen: 2000 m ü. M.: 3,5 % der Gesamtfläche.

Virunga (4507 m) oder der Ruwenzori (5119 m) sowie das riesige flache Becken des Victoriasees, dem nach Wasserfläche drittgrößten See der Erde, tragen dazu bei. Durch die einzigartige symmetrische Lage Afrikas zum Äquator weist der Kontinent eine ausgeprägte breitenkreisparallele Anordnung der tropischen Klima- und Vegetationszonen sowie ihrer subtropischen Randgebiete auf. Das Klima großer Teile Afrikas wird von tropischen Zirkulationsvorgängen beeinflusst. Zentralafrika und Teile der Küstenregionen Westafrikas gehören zu den immerfeuchten inneren

5 1  Die naturräumlichen Grundlagen des Erdteils

Tropen mit tropischem Regenklima, an die sich nach Norden und Süden die Randtropen anschließen. Diese zeichnen sich sowohl durch ihr tropisch sommerhumides Feuchtklima als auch durch das wechselfeuchte Tropenklima mit seinen unterschiedlich langen Trockenzeiten und charakteristischen Savannenklimaten aus. Polwärts nehmen Niederschlagshöhe und Dauer der Regenzeit ab, bis im sahelisch-saharischen Raum im Norden bzw. in den Trockenräumen des südlichen Afrikas der Übergang zu den semiariden und ariden Subtropen erfolgt. Ein stärkerer außertropischer Einfluss aus den kühlgemäßigten Breiten macht sich nur in den winterfeuchten humiden Subtropen am äußersten Nord- und Südrand des Kontinents, also im maghrebinischen Nordafrika und im Kapland des südlichen Afrikas bemerkbar (. Abb. 1.3). Eine klimatologische Besonderheit zeigt der Vergleich der West- und Ostküste des südlichen Afrikas. An der Westküste entstehen über den kalten Auftriebswässern des Benguelastroms stabile Hochdruckgebiete, die durch eine Absinkinversion gedeckelt werden. Dadurch werden die feuchten ozeanischen Luftmassen am Aufsteigen

. Abb. 1.3  Die Klimagebiete Afrikas.

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Kapitel 1 · Die naturräumlichen Grundlagen des Erdteils

und Abregnen gehindert und es entsteht küstennah dichter Nebel. Dieser Effekt wird noch durch die ablandigen Passatwinde verstärkt. Es entstehen großräumig aride Regionen, abschnittsweise sogar ausgeprägte Küstenwüsten, wie zum Beispiel die Namib in Namibia. Das gleiche Phänomen ist auch an der Westküste des nördlichen Afrikas zu beobachten, allerdings wird dort der Küstenwüstencharakter, der durch den Kanarenstrom und ablandige, infolge der großen Landmasse trockene Passatwinde verursacht wird, von den großklimatischen Bedingungen der Sahara übertönt. An der Ostseite des südlichen Afrikas herrscht dagegen eine ausgeprägte Humidität. Die warmen Mosambik- und Agulhasmeeresströme, auflandige Passatwinde aus dem warmen Indischen Ozean mit ihren saisonalen monsunalen Einflüssen sowie Stau- und Reibungswirkung aufgrund von Relief und Höhenlage, führen zu einer Abweichung von der typischen großräumigen, zonalen und breitenkreisparallelen Anordnung der Klimagürtel zugunsten einer regional differenzierten und mehr längenkreisorientierten Differenzierung. Die typische zonale Großgliederung Afrikas wird nicht nur durch die Geomorphographie (Hochafrika und Niederafrika) bestimmt, sondern kann auch durch klimatische Faktoren weiter differenziert werden. So ermöglichen Humidität und Aridität eine Unterscheidung zwischen Feuchtafrika und Trockenafrika (siehe . Abb. 1.2). Trockenheit und Dürre betreffen zusammen mit aktuell fortschreitenden Desertifikationsprozessen entweder bereits heute die Regionen am nördlichen und südlichen Rand der Sahara, in Ost- und Nordost-Afrika, vor allem Kenia, Äthiopien und die Somali-Halbinsel, sowie im südlichen Afrika die Randbereiche der Wüsten Kalahari und Namib, oder aber sie bedrohen sie in hohem Maße. Diese Landschaften umfassen eine Fläche von etwa 5,3 Mio. Quadratkilometern und damit rund 30 % der Fläche Afrikas außerhalb der natürlichen Wüsten mit etwa 65 % der gesamten Bevölkerung des Kontinents. Wasser stellt für die Entwicklung Afrikas die entscheidende natürliche Ressource dar. Etwa 43 % der Bevölkerung Afrikas südlich der Sahara verfügen nicht über eine ausreichende Wasserversorgung Eng an die klimatische und geomorphologisch-geologische Gliederung des Kontinents gekoppelt sind Abflussverhalten und Abflussmenge der Fließgewässer. Zu den Regionen, die ganzjährig gut mit Wasser versorgt sind, gehören die immerfeuchten Tropen Zentral- und Westafrikas. Charakteristische Anzeiger dafür sind die perennierenden Flüsse wie Kongo, Ubangi oder der Unterlauf des Niger. Auch die Flüsse der wechsel-/sommerfeuchten Tropen zeigen noch beträchtliche Abflussmengen, allerdings mit teilweise enormen Maxima zur Regenzeit im Spätsommer und Minima im trockenen Winterhalbjahr. Je nach Länge und Herkunft der saisonalen Flüsse können sich diese regenzeitlichen Abflussmaxima auch bis an den Beginn der Trockenzeit verschieben, wie etwa am unteren Sambesi oder Okavango. Ebenfalls einen jahreszeitlich beträchtlich schwankenden Wasserhaushalt weisen die weiträumigen Sumpfgebiete Afrikas am Rand des Tschadsees, am Bahr al-Ghazal im Südsudan, am Okavango im südlichen Afrika oder im Bereich der Kafue-Flats in Sambia auf. Aufgrund der wechselfeuchten klimatischen Bedingungen und verstärkt durch die geringen Höhenunterschiede der Regionen insbesondere Niederafrikas, kann die Ausdehnung dieser Sumpfgebiete sehr stark variieren, ja sogar, wie am Linyanti im Norden Botsuanas, zu variierenden Abflussrichtungen führen. Lediglich episodischer Abfluss findet in den Trockentälern der Wüstenräume des Kontinents statt, in den Wadis oder Ennedis der Sahara bzw. in den Rivieren, Omiramba oder Lishana des südlichen Afrikas. Werden dort die Täler oft

7 1  Die naturräumlichen Grundlagen des Erdteils

nur einmal in mehreren Jahren durchflossen, zeigen die subtropischen Winterregengebiete das typische torrentielle Abflussregime des Mediterranraumes. Im Maghreb tritt häufig eine weitere kleinere Abflussspitze im späten Frühjahr auf, die durch die Schneeschmelze im Atlasgebirge hervorgerufen wird. Für den Wasserhaushalt Ostafrikas ist besonders das System des Victoriasees mit den angeschlossenen Seen und den vom Weißen Nil beeinflussten Sumpfgebieten Ugandas bis hin zum südsudanischen „Sudd“, einem der größten Feuchtgebiete der Erde, von hydrologischer Bedeutung. Durch die breitenkreisparallele Anordnung der Klimazonen und der Dominanz der horizontalen Ebene als charakteristischem geomorphographischem Kennzeichen bietet Afrika die Möglichkeit, die Vegetationszonen der Tropen und der polwärts angrenzenden Subtropen modellhaft zu betrachten (siehe . Abb. 1.4).

. Abb. 1.4  Die Vegetationsformationen Afrikas.

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Kapitel 1 · Die naturräumlichen Grundlagen des Erdteils

Diese Vegetationszonen bilden bis heute die wesentliche Voraussetzung für das Verständnis der unterschiedlichen Lebens- und Wirtschaftsformen Afrikas. Weniger ausgeprägt entwickelt als in den beiden anderen Tropenkontinenten Asien und Südamerika ist die klimatisch-vegetationsgeographische Höhenstufung. Sie findet sich nur in den Hochlandmassiven von Äthiopien und Lesotho bis zur afro-alpinen sowie in den Vulkanmassiven Ost- und Westafrikas bis in die nivale Höhenstufe.

Weiterführende Literatur Balek, J. (1977): Hydrology and Water Resources in Tropical Africa. Amsterdam (Elsevier), 435 S. Bloom, D.E., Sachs, J.D., Collier, P. & Udry, C. (1998): Geography, Demography, and Economic Growth in Africa, Brookings Papers on Economic Activity, Vol. 2: 207–295. Collier, P. (2006): Africa: Geography and Growth. Centre for the Study of African Economies, Department of Economies, Oxford University, 12 S. Goudie, A.S. (1996): Climate: Past and Present. In: Adams, W.M., Goudie, A.S., Orme, A.R. (Hrsg.): The Physical Geography of Africa. New York (Oxford University Press): 35–59. Manshard, W. (1981): Afrika – südlich der Sahara. Frankfurt (Fischer Taschenbuch Verlag), 328 S. Mensching, H. & Wirth, E. (1989): Nordafrika und Vorderasien. Frankfurt (Fischer Taschenbuchverlag), 317 S. Meadows, M.E. (1996): Biogeography. In: Adams, W.M., Goudie, A.S., Orme, A.R. (Hrsg.): The Physical Geography of Africa. New York (Oxford University Press): 161–172. Nash, D.J. & Meadows, M.E. (2012): Africa. In: Metcalfe, S.E. & Nash, D.J. (Hrsg.): Quaternary Environmental Change in the Tropics. Hoboken (John Wiley & Sons): 79–150. Stock, R. (2004): Afrika South of the Sahara: a geographical interpretation. 2. Aufl., New York (The Guilford Press), 345 S. Wiese, B. (1985): Südafrika. In: Klimm, E. (Hrsg.): Afrika 2. München (Paul List Verlag): 233–258. Wiese, B. (1997): Afrika: Ressourcen, Wirtschaft, Entwicklung. Stuttgart (Teubner), 262 S.

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Die Großregionen des Kontinents Inhaltsverzeichnis Literatur – 16

© Der/die Autor(en), exklusiv lizenziert an Springer-Verlag GmbH, DE, ein Teil von Springer Nature 2023 R. Baumhauer, Die Physische Geographie Afrikas, https://doi.org/10.1007/978-3-662-67404-8_2

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Kapitel 2 · Die Großregionen des Kontinents

Nach einem ersten allgemeinen Überblick über den Erdteil in Kapitel eins werden jetzt aus Gründen eines schnelleren Zugangs die natürlichen Geofaktoren der Großregionen des Kontinents Nordafrika, West- sowie Zentralafrika, Ostafrika, Sambesiländer und Südafrika betrachtet (siehe . Abb. 2.1). Nordafrika wird als geographischer Begriff unterschiedlich verwendet. Dieser Großraum umfasst mit den Maghrebstaaten Marokko, Algerien und Tunesien im Westen (Maghreb = arab. Westen), die vom etwa SW-NE-streichenden, maximal etwa 250 km breiten Atlasgebirge dominiert werden, und der ostwärts bis zum Nildelta folgenden mediterranen Küstenzone und ihrem Hinterland in Libyen und Ägypten eine Fläche von rund 6 Mio. km2. Südlich an den mediterranen Raum des Kontinents schließt sich die Sahara als riesiger Übergangsraum zu den subsaharischen Sahelländern West- und Zentralafrikas an. Dieser Kernraum des altweltlichen Trockengürtels erstreckt sich vom Atlantik (bei 17° W) bis zum Roten Meer

. Abb. 2.1  Die Großregionen Afrikas.

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(37° E) über 5500 km. Die Nord-Süd-Ausdehnung beträgt dabei etwa 1500 km (von 32° N bis 17° N). Mit rund 8–9 Mio. km2, je nach Quelle auch 10–12 Mio. km2, bedeckt dieser in seiner Hyperaridität weltweit unübertroffene Raum etwa ein Viertel der afrikanischen Landoberfläche und ist damit größer als der australische Kontinent oder Gesamteuropa. Das Wüstengebiet ist unter elf Staaten sehr ungleich aufgeteilt. Den größten Anteil nehmen die Mittelmeeranlieger Algerien und Libyen sowie Mauretanien und Mali ein, deren Grenzen bis über den nördlichen Wendekreis nach Norden reichen. Allen Staaten mit einem Anteil an der Sahara ist gemeinsam, dass ihre Hauptsiedlungs- und Kernregionen außerhalb der Wüste liegen. Bei den nordafrikanischen Staaten sind es vor allem die mediterranen, aber auch die atlantischen Küstenräume, die subsaharischen Sahelstaaten sind dagegen nach Süden zu den Staaten am Golf von Guinea hin orientiert. Die Sahara selbst stellt einen physisch-geographischen, ökonomischen und gesellschaftlichen Grenzraum dar. Zur Definition und Abgrenzung der Sahara als Wüste gibt es in der Geographie eine Vielzahl wissenschaftlicher Kriterien. Ein wesentliches Merkmal und Abgrenzungskriterium ist die Ausprägung der Aridität. Traditionell kann die Nordgrenze mit der 100-mm-Isolinie des jährlichen Niederschlags (Isohyete) gezogen werden. Die Südgrenze der Sahara wird bei der 150-mm-Jahresisohyete angesetzt. Die höheren Niederschlagswerte am Sahara-Südrand resultieren aus den höheren Verdunstungswerten in der Regenzeit des Sommerhalbjahrs, während der nördliche Wüstenrand, der „Nord-Sahel“, seine Niederschläge im Winter erhält. In der Vegetationsgeographie ermöglichen verschiedene floristische Kriterien eine Abgrenzung. Kennzeichnend für die Wüste ist das Vorkommen der produktiven Dattelpalme (Phoenix dactylifera), deren Verbreitung im Norden durch die niedrigen winterlichen Temperaturen im Atlasgebirge und in den Meseta-Hochebenen begrenzt wird, im Süden durch die zunehmende Luftfeuchtigkeit. Der Südsaum der Sahara wird durch das Ende der Verbreitung des saharischen Had-Strauches (Cornulaca monacantha) und dem Beginn des sahelischen Cram-Cram-Grases (Cenchrus biflorus) markiert, dessen floristisches Analogon an der Nordgrenze der Wüste das Halfagras (Macrochloa, früher Stipa tenacissima) ist. Ganz grundsätzlich ist jedoch bei jedem Abgrenzungsversuch von Wüste zu Halbwüste die hohe zeitliche und räumliche Variabilität von hygrischen und floristischen Parametern zu berücksichtigen. Dadurch ist eine scharfe Grenzziehung nicht möglich. Vielmehr differieren die Grenzverläufe in Abhängigkeit von Kriterien, Art und Bearbeiter um bis zu 200 km, sodass es hier sinnvoller erscheint von einem Grenzsaum zu sprechen. Südlich an die Sahara schließen sich die beiden Großregionen West- und Zentralafrika an. Sie erstrecken sich vom Atlantischen Ozean im Westen bis zum Roten Meer im Osten über den gesamten afrikanischen Kontinent. Westafrika umfasst im Westen und Süden die Küstenregionen am Atlantik und reicht im Osten bis zum Kamerunberg und dem Hochland von Adamaua in Nordkamerun nordöstlich des sogenannten Afrikaknies. Physisch-geographisch kann Westafrika in zwei Großräume oder Zonen untergliedert werden: Sahel und Sudan(zone) mit der Guineaküste. Als Sahel (Sahel ist etymologisch abgeleitet von arab. as-sahil = „das Ufer, die Küste“) wird in der Physischen Geographie der trockene nördliche, also direkt südlich an die Sahara anschließende Teil West- und Zentralafrikas bezeichnet. Der rund 300–500 km breite sahelische Übergangsraum zwischen Sahara im Norden und Sudanzone im Süden erstreckt sich vom Atlantischen Ozean quer durch den

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Kapitel 2 · Die Großregionen des Kontinents

afrikanischen Kontinent bis zum Roten Meer und umfasst unter physisch-geographischen Merkmalen auch Djibouti, Somalia und Nordkenia (die jedoch hier als nicht an die Sahara angrenzende Räume Ostafrika zugerechnet werden). Den Sahel zeichnen Sommerniederschläge und eine ausgeprägte Niederschlagsvariabilität in Raum und Zeit aus: Die mittlere Abweichung der einzelnen Jahresniederschlagssummen vom langjährigen Mittel ist in vielen Jahren sowohl nach unten, wie auch nach oben sehr hoch, mit der Folge von verheerenden Dürrekatastrophen mit gesteigerter Winderosion einerseits, andererseits aber starker Wassererosion in den Feuchtjahren. Charakteristische Pflanzen des Sahel sind Akazien, wie die Seyal-Akazie (Vachellia seyal), der Ägyptische Schotendorn (Accacia nilotica), die Arabische Gummi-Akazie (Vachellia nilotica), aber auch die „berüchtigte Sahelklette Cram-Cram“ (Cenchrus biflorus). Aufgrund dieser physisch-geographischen Faktoren und des zunehmenden menschlichen Drucks auf die natürlichen Ressourcen zum Zwecke der Überlebenssicherung ist der Sahelraum sicherlich diejenige Region auf der Erde, in der die Land-Degradations- und Desertifikationsproblematik von der Öffentlichkeit am intensivsten wahrgenommen wird – nicht zuletzt durch die starke Medienpräsenz während immer wiederkehrender Dürreperioden und den dadurch verursachten Hungersnöten seit den 70er Jahren des letzten Jahrhunderts. Mit Ausnahme von Mauretanien haben alle Staaten des Sahel auch Anteil an der besser beregneten und mit einer dichteren Vegetationsdecke überzogenen Sudan(zone) (abgeleitet von arabisch Bilad as Sudan = „Land der Schwarzen“). Von West nach Ost sind das die heutigen Staaten Senegal, Mali, Burkina Faso und Niger. Gambia, das vollständig von Senegal umschlossen wird, wird ebenso zu diesem geographischen Großraum gerechnet wie Tschad und Sudan. Zur physisch-geographischen Großregion Sudan werden auch die Staaten im Süden Westafrikas gerechnet, die am Atlantik respektive am Golf von Guinea liegen und nach Osten vom Kamerunberg sowie der natürlichen Grenze des Adamaua-Hochlandes von Zentralafrika getrennt werden. Britische und portugiesische Seefahrer bezeichneten die Küstenregionen Afrikas südlich der Sahara bis nach Angola als Guinealänder: Oberguinea für die Küstenbereiche westlich des Kamerunbergs, Niederguinea für die Küstenregionen südlich davon. Während die Bezeichnung „Guinealänder“ für Guinea-Bissau, Guinea (Conakry), Sierra Leone, Liberia, Elfenbeinküste (Republik Côte d’Ivoire), Ghana, Togo, Benin und Nigeria bis heute erhalten geblieben ist, ist „Niederguinea“ nicht mehr gebräuchlich. Die Sudanzone gehört zu den „wechselfeuchten, sommerfeuchten Tropen“, die häufig auch als „äußere Tropen“ bezeichnet werden. Ihre übergeordneten charakteristischen klimatischen Merkmale sind, neben der Isothermie mit geringen saisonalen Temperaturschwankungen, die den gesamten tropischen Bereich kennzeichnet, die hygrischen Verhältnisse mit einem typischen Wechsel von trockenen und feuchten Perioden im Verlauf eines Jahres. Die Küstenbereiche der Guinealänder dagegen sind mit einem bis zu 200 km landeinwärts reichenden Regenwaldgebiet, das sich an der atlantischen Westküste bis zu 8° N erstreckt, Teil der „immerfeuchten Tropen“ bzw. der „inneren Tropen“. Trotz der West-Oster-Streckung von mehr als 3500 km zeigen alle Staaten am Golf von Guinea aufgrund der ausgeprägten breitenkreisparallelen Anordnung der Klima-, Vegetations- und Landnutzungszonen in diesem Teil Afrikas ein ähnliches ökologisches Grundmuster. Viel prägnanter ist dagegen der natürliche Formenwandel in meridionaler Richtung von der Guineaküste zum Sahel. Unterbrochen wird diese immerfeuchte Zone an der Guineaküste ledig-

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lich durch den Dahomey-Korridor (auch „Dahomey Gap“ in Ghana und Togo), in dem feuchte Milieus jahreszeitlich aufgrund ozeanischer und orographischer Gegebenheiten zugunsten sudanischer Einflüsse zurücktreten. Das geologische Kongobecken und seine Randschwellen bilden den Großraum Afrikas, der auch als Zentralafrika (oder Mittelafrika) bezeichnet wird. Er umfasst die Staaten Äquatorialguinea, Gabun, Kamerun, Demokratische Republik Kongo (ehemals Zaire), Republik Kongo (Brazzaville), die Zentralafrikanische Republik sowie die Inseln Sao Tomé und Principe. Sie haben alle Anteile an den immerfeuchten Tropen und gehören bis heute zu den am dünnsten besiedelten subsaharischen Regionen Afrikas. Nur Kamerun hat in seinem nördlichsten Teil einen kleinen Anteil am Tschadseebecken und reicht damit über die Sudanzone hinaus bis an den südlichen Rand des Sahel. Das Kongobecken liegt etwa symmetrisch um den Äquator und weist eine mittlere Höhe von 400 m ü. M. auf. Um dieses in seinen zentralen Teilen von quartären fluvialen Ablagerungen (Alluvialsedimenten) unterlagertem und von immerfeuchtem Tieflandregenwald bedeckten Becken erstrecken sich ringförmig die von sudanischen Feuchtsavannen eingenommenen geologischen Aufwölbungen oder Schwellen der Erdoberfläche aus präkambrischen oder mesozoischen und känozoischen Gesteinen. Im Westen umrahmt die Niederguineaschwelle das Kongobecken und trennt letzteres vom Atlantik. Im Norden begrenzen die Rumpfflächen der Nordäquatorial- oder Asandeschwelle das Becken. Sie erreichen eine durchschnittliche Höhe von 650 m ü. M., erstrecken sich vom Niger-Benue-Becken im Westen bis zum Wadi Bahr al-Ghazal im Osten und leiten bereits in den Südsudan über. Im Süden begrenzen die 1500–1700 m ü. M. hoch gelegenen Rumpfflächen und Plateaus der bis nach Angola und Sambia reichenden Lunda- oder Südäquatorialschwelle das Becken. Diese umfasst die frühere, 2015 aufgelöste Provinz Katanga (1971–1997 Provinz Shaba) im äußersten Südosten der Demokratischen Republik Kongo mit der ehemaligen Hauptstadt Lubumbashi. Seit 2015 wurde Katanga in vier neue Provinzen aufgeteilt: Haut-Katanga mit der Hauptstadt Lubumbashi, Haut-Lomami mit der Hauptstadt Kamina, Lualaba mit der Hauptstadt Kolwezi und Tanganyika mit der Hauptstadt Kalemie. Die mit mittleren Höhen von 2000 m das eindrucksvollste Relief aufweisende Zentralafrikanische Schwelle begrenzt das Kongobecken im Osten zum ostafrikanischen Grabenbruch hin (siehe auch . Abb. 2.2). Nirgendwo in Afrika ergeben sich so große Abweichungen von der ansonsten für den Kontinent so charakteristischen natürlichen breitenkreisparallelen zonalen Großgliederung wie in Ostafrika. Das Relief weist die größten Höhenunterschiede Afrikas auf und auch klimatisch nimmt das östliche Afrika im Vergleich zu allen anderen innertropischen Regionen auf der Erde eine Sonderstellung ein. Das Niederschlagsregime der Zenitalregen wird von weiträumigen saisonalen Luftmassen und Strömungsverhältnissen und dem Einfluss des Reliefs überlagert. Die Höhenunterschiede des Reliefs reichen von der Afar-Depression in Äthiopien, die 116 m unter dem Meeresspiegel liegt, bis zum Kilimandscharo in Tansania, dem höchsten Bergmassiv Afrikas mit dem Kibo, der mit 5895 m nicht nur der höchste Berg des Kontinents ist, sondern mit mehr als 4000 m über den umgebenden Savannenflächen gleichzeitig der höchste freistehende Berg der festländischen Erde. Die Spannweite des Reliefs Ostafrikas bewegt sich zwischen Grabenzone, Hochebenen und aufgesetzten Vulkanmassiven. Zusammen mit den ostafrikanischen Seen resultiert daraus nicht nur eine starke kleinräumige physisch-geographische

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Kapitel 2 · Die Großregionen des Kontinents

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. Abb. 2.2  Die geologischen Becken und Schwellen Afrikas.

Differenzierung, sondern auch eine besondere klimatische Gestaltungskraft: Die niederschlagsreichen, fruchtbaren Hoch- und Bergländer von Äthiopien, Kenia, Uganda, Ruanda, Burundi und Tansania sind nicht nur dichter bevölkert, sondern

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auch viel besser entwickelt als die niederschlagsarmen und wenig besiedelten Ebenen unter 1000 m ü. M.. Hecklau (1989) nannte die Hochländer „Inseln in einem Meer von Trockenheit“. Die Hochländer werden voneinander durch die Senke um den Turkana-See im Norden Kenias getrennt. Im Nordwesten sind den Hochländern, die auf rund 400 m ü. M. liegenden Nilsümpfe des Südsudan (Sudd), im Nordosten der schmale Küstenstreifen von Eritrea und die Danakilsenke in Äthiopien vorgelagert. Mit der Küstenebene von Somalia grenzt Ostafrika an den Indischen Ozean. Am Horn von Afrika sind Somalia und auch Dschibuti in ganz besonderem Maß von Trockenheit betroffen. Die Region am Golf von Aden gehört zu den heißesten und trockensten Gebieten des Kontinents. In Boosaaso, in der heute autonomen somalischen Region Puntland am Horn von Afrika gelegen, fallen an höchstens 8 Regentagen im Jahr im langjährigen Mittel weniger als 5 mm Niederschlag. Die Sambesiländer zwischen dem Südrand des Kongobeckens und dem südafrikanischen Subkontinent sowie dem Kalahari-Hochland und der Großregion Ostafrika bilden keine geographische Einheit. Ihre geographische Zuordnung stellt vielmehr einen Kompromiss dar, der in der Lage im weiteren Einzugsgebiet des Sambesi begründet ist. Die Staaten Sambia, Malawi, Simbabwe, Angola und Mosambik umfassen einen breiten Ausschnitt zwischen 10° und 22° S (rund 1500 km) sowie zwischen 12° und 41° E (ca. 3300 km). Sie reichen damit von der Wasserscheide zwischen Kongo und Sambesi, der Lundaschwelle im Norden bis zur nördlichen Kalahari und der Limpoposenke im Süden und vom Südatlantik im Westen bis zur Straße von Mosambik im Osten. Im Hinblick auf die physisch-geographischen Faktoren gehören die in den wechsel-(sommer)feuchten Randtropen gelegenen Sambesiländer mit ihrer natürlichen, afrikatypisch breitenkreisparallelen zonalen Großgliederung zu den Gunsträumen Afrikas. Mit Ausnahme der Südwestküste von Angola, an der unter dem Einfluss des Benguelastroms als Ausläufer der Namib aride bis semiaride Klimaverhältnisse vorherrschen, ist überall Regenfeldbau möglich. Die natürlichen Vegetationsformationen sind sehr monoton. Trockensavannen und charakteristische Miombo-Trockenwälder sind ubiquitär von Ostangola über Sambia, Zentralsimbabwe und Malawi bis nach Nord- und Zentralmosambik. Im südlichen Teil der Sambesiländer (Südangola, Sambesital, Mittel- und Südmosambik) werden sie von Mopane-Trockenwäldern abgelöst. Das Relief wird durch die weiträumigen, zwischen 1000 und 1500 m hoch gelegenen Rumpfflächen und Plateaus der Lundaschwelle und der nördlichen südafrikanischen Randschwelle geprägt. In Zentralangola bilden diese das Hochland von Bihé (Bié) mit Höhen bis zu 2600 m ü. M., das Nyanga-Hochland in Ostsimbabwe sowie die bereits zur Zentralafrikanischen Schwelle gehörenden und den ostafrikanischen Grabenbruch begrenzenden Härtlingsmassive und Horste in Malawi (Mulanje-Berge, 3002 m, und Nyika-Berge, 2606 m). Südlich der Sambesiländer erstreckt sich die Großregion Südafrika mit der Republik Südafrika, Namibia sowie Botsuana, Lesotho und dem Königreich Eswatini (bis 2018 Swasiland). Die physisch-geographischen Rahmenbedingungen des Großraums werden bestimmt von seiner Höhengliederung zwischen den sommerfeuchten bis immerfeuchten Subtropen des Küstentieflandes der Republik Südafrika am Indischen Ozean, dem subtropischen sommerfeuchten Hochgebirgsklima von Lesotho, dem tropischen und subtropischen Trockenklima der Kalahari als Teil einer früheren Wüste mit riesigen, aktuell durch eine Dornsavannenvegetation fixierten Längsdünenfeldern und der Namib als relativ schmale Küstenwüste, die zu den drei prominentesten Wüsten Afrikas gehören. Die klimatische Gliederung des südlichen

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Kapitel 2 · Die Großregionen des Kontinents

Afrika weicht aufgrund der meridional orientierten Verteilung der Feuchtigkeit vom typischen breitenkreisparallelen Verlauf der Klimazonen ab. Dadurch umfasst die Großregion Südafrika einen feuchteren östlichen Teil mit Lesotho, Eswatini, den östlichen Teil der Republik Südafrika und einen schmalen Streifen der Ostseite von Botsuana und mit Namibia, Westbotsuana und den zentralen und westlichen Landesteilen der Republik Südafrika eine semiaride bis aride Westseite. Überlagert werden die physisch-geographischen Faktoren des ausgeprägten klimatischen Ost-West-Kontrastes und einer starken Kontinentalität von der Höhengliederung des Reliefs. Die rund 1200 m hohe Große Randstufe ("Great Escarpment") trennt den schmalen Küstensaum am Indischen Ozean vom Binnenhochland, das Höhen bis zu 2000 m ü. M. erreichen kann. In Lesotho liegen die Hochflächen bei 3000 m ü. M. und erreichen mit dem Thabana Ntlenyana in den Maloti (Drakensberge) 3482 m. Von der Großen Randstufe dacht das zentrale Hochland in das Kalahari(hoch)becken ab, dessen tiefste Stelle in Botsuana bei rund 1000 m ü. M. liegt. Nach Westen wird das Becken durch die südafrikanische Randschwelle vom Südatlantik, nach Norden von der Lundaschwelle mit den Sambesiländern vom Kongobecken getrennt.

Literatur Hecklau, H. (1989): Ostafrika. Darmstadt (WBG), 572 S.

Weiterführende Literatur Hagedorn, H. & Wagner, H.G. (1979): Natur- und wirtschaftsgeographische Forschungen in Afrika. Würzb. Geogr. Arbeiten 49, 328 S. Harms Handbuch der Geographie (1985): Afrika 2, die Länder südlich der Sahara. Hrsg. von KLIMM, E., München (List), 341 S. Jürgens, U. & Bähr, J. (2002): Das Südliche Afrika. Gesellschaftliche Umbrüche zu Beginn des 21. Jahrhunderts – Zusammenwachsen einer Region im Schatten Südafrikas. Gotha und Stuttgart (KlettPerthes). Klimm, E. (1985a): Die Sahara. In: Klimm, E. (Hrsg.): Afrika 2. München (Paul List Verlag): 14–21. Klimm, E. (1985a): Die Guinealänder. In: Klimm, E. (Hrsg.): Afrika 2. München (Paul List Verlag): 60– 109. Mensching, H. (1969): Das Afrika-Kartenwerk 1:1 Mio. der DFG, Bonn. Mensching, H. & Wirth, E. (1989): Nordafrika und Vorderasien. Fischer Länderkunde Bd 4. Petters, S.W. (1991): Regional Geology of Africa. Berlin Heidelberg (Springer Verlag). Schamp, E.W. (1985): Mittelafrika. In: Klimm, E. (Hrsg.): Afrika 2. München (Paul List Verlag): 110– 151. Schiffers, H. (1983a): Afrika 1, allgemeine Grundzüge, Länder des Nordens. Harms Handbuch der Geographie. München (List): 13–15. Schiffers, H. (1983b). Blick über den Erdteil. In: Schiffers, H. (Hrsg.): Afrika 1. München (Paul List Verlag): 13–23. Schiffers, H. & Simons, P. (1983): Die Natur des Erdteils. In: Schiffers, H. (Hrsg.): Afrika 1. München (Paul List Verlag): 23–53. Schliephake, K. (1983): Der Maghreb – Übersicht über Atlas-Afrika und Nachbargebiete. In: Schiffers, H. (Hrsg.): Afrika 1. München (Paul List Verlag): 157–182. United Nations (2022): Statistical yearbook 65. New York, 554 S. Wiese, B. (1985a): Die Sambesi-Länder. In: Klimm, E. (Hrsg.): Afrika 2. München (Paul List Verlag): 201–232. Wiese, B. (1985b): Südafrika. In: Klimm, E. (Hrsg.): Afrika 2. München (Paul List Verlag): 233–258.

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Die Grundzüge des geologischen Baus und der geologischen Entwicklung Inhaltsverzeichnis 3.1 Präkambrium – 20 3.2 Paläozoikum – 24 3.3 Mesozoikum und Känozoikum – 26 3.4 Lagerstätten und Rohstoffvorkommen – 34 Literatur – 42

© Der/die Autor(en), exklusiv lizenziert an Springer-Verlag GmbH, DE, ein Teil von Springer Nature 2023 R. Baumhauer, Die Physische Geographie Afrikas, https://doi.org/10.1007/978-3-662-67404-8_3

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Kapitel 3 · Die Grundzüge des geologischen Baus und der geologischen Entwicklung

Afrika bietet wie kein anderer Kontinent Einblicke in die älteste geologische Geschichte der Erde. Fast 60 % der Kontinentalfläche bestehen aus dem direkt an der Oberfläche anstehenden präkambrischen Sockel, der auch als „basement complex“ bezeichnet wird und älter als 550 Mio. Jahre (Ma) ist. Aber auch der geologische Untergrund der übrigen 40 % der Fläche Afrikas wird fast ausschließlich von Gesteinen aus dem präkambrischen Archaikum und Proterozoikum gebildet und nur von vergleichsweise geringmächtigen jüngeren Schichtfolgen phanerozoischer Gesteine des Deckgebirges überlagert (siehe . Abb. 3.1). Nur der äußerste Südwesten und der Nordwesten Afrikas wurden in jüngere Gebirgsbildungsphasen (geologisch: Orogenesen) einbezogen. So führte die varis-

. Abb. 3.1  Erdzeittafel und vereinfachte geologischeKarte Afrikas unter besonderer Berücksichtigung des präkambrischen Sockels (nach Baumhauer et al. 2017 und Schlüter 2008)

19 Die Grundzüge des geologischen Baus und der geologischen Entwicklung

.. Abb. 3.1 (Fortsetzung)

zische Orogenese im jüngeren Paläozoikum vor 400–300 Ma Jahren zur Faltung von Atlas-Gebirge, Antiatlas und Hoggar-Gebirge. Der mediterrane Teil des Atlasgebirges in Nordafrika wurde durch die Konvergenz der afrikanischen und eurasischen Platte gebildet und die Auffaltung der Kapketten im damaligen südwestlichen

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Kapitel 3 · Die Grundzüge des geologischen Baus und der geologischen Entwicklung

Randbereich von Gondwana erfolgte vor 280–230 Ma an der Wende vom Paläozoikum zum Mesozoikum. Zu den jüngsten Sedimenten in Afrika zählen die känozoischen vulkanisch-sedimentären Ablagerungen aus den Rifting-Prozessen im ostafrikanischen Grabenbruch (Rift Valley).

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Exkurs: Die Geologische Zeitskala

Als Phanerozoikum wird die fossilbelegte Erdgeschichte seit Beginn des Kambriums vor 550 Ma zusammenfassend bezeichnet. Die erdgeschichtliche Zeit vor 550 Ma wird als Präkambrium bezeichnet, das wiederum in Archaikum (3,9– 2,5  Mrd. Jahren) und Proterozoikum (2,5 Mrd.–550 Ma) untergliedert wird (siehe . Abb. 3.1). Das Phanerozoikum wird in drei Ären gegliedert: in das Paläozoikum (bis vor 250 Ma), das Mesozoikum (von 250 Ma bis vor 65 Ma) und in das vor 65 Ma beginnende Känozoikum, in dem wir heute leben. Die Ären wiederum gliedern sich in Perioden. Perioden werden in Abteilungen (in anderen Sprachen als Serien bezeichnet) – zeitlich Epochen –, diese wieder in Stufen und weiter in Zonen untergliedert. Periode bezeichnet eine, meist in einem längeren Zeitraum der Erdgeschichte durch Ablagerung entstandene Schichtenfolge, die durch die darin enthaltenen, nur für diesen Zeitraum charakteristischen Fossilien, den Leitfossilien gekennzeichnet ist. Im gleichen Zeitraum in die Schichtenfolge eingedrungene Magmatite werden ebenfalls der jeweiligen Periode zugerechnet. Nomenklatorisch sind die Bezeichnungen der Perioden häufig an Regionen angelehnt, in denen die geologischen Schichten erst-

mals beschrieben wurden oder besonders eindrucksvoll entwickelt sind (Typlokalitäten), so zum Beispiel Kambrium (römische Bezeichnung für Nordwales), Devon (Grafschaft in England), Perm (ehem. russ. Gouvernement im Ural), Jura (franz.-schweizer. Juragebirge) oder charakteristische Gesteinsmerkmale führten zur Bezeichnung, so beim Muschelkalk (Mitteltrias) oder Keuper (Obertrias). Um die zeitliche Dimension der Entwicklung der Erde, wie sie in der geologischen Zeitskala dargestellt ist, zu veranschaulichen, bietet sich der Vergleich der zeitlichen Abfolge der Erdgeschichte mit einem Kalenderjahr an: Die Erde entsteht am 1. Januar und erstes primitives Leben entwickelt sich etwa ab dem 21. Februar. Am 25. Oktober beginnt mit der Ära des Paläozoikums die Entwicklung höherer Lebensformen. Seit 6. Dezember entwickeln sich Reptilien während die Dinosaurier bereits am ersten Weihnachtstag aussterben. Unsere Spezies erscheint am Silvestertag um 23.00 Uhr erstmals, um 23:58 Uhr und 50 Sekunden beginnt vor rund 11000 1. Jahren das Holozän, die jüngere Abteilung des Quartärs und das Mittelalter geht eine dreihundertstel Sekunde vor Mitternacht zu Ende.

3.1  Präkambrium

Der präkambrische Sockel Afrikas lässt sich in Schilde (oder Plattformen) und mobile Gürtel gliedern. Schilde, die in der Geologie auch als Kratone bezeichnet werden, bilden die stabilen Teile der Erdkruste, die seit dem frühen bis mittleren

3.1 · Präkambrium

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­ roterozoikum nicht mehr durch tektonische Prozesse verändert wurden. Innerhalb P der Schilde bestehen wiederum noch ältere Kerne archaischen Alters, die ebenfalls seit 2,5 Mrd. Jahren geologisch stabil sind. Als Gürtel oder Belt wird in der Geologie ein Bereich in der Erdkruste bezeichnet, in dem Gebirgsbildung (Orogenese) stattgefunden hat, zu der normalerweise tektonische Prozesse wie die Öffnung oder Schließung eines Ozeans gehören. Das Archaikum (3,9–2,5 Mrd. Jahre) wird von sogenannten Greenstone Belts, die zwei unterschiedlichen Altern zuzuordnen sind sowie hochgradig metamorphosierten Terranen geprägt. Die älteren wurden vor 3,55–3,05 Mrd. Jahren abgelagert und umfassen sowohl basal basische Vulkanite (Komatiite) als auch aufgelagerte, klastische, sedimentdominierte Abfolgen, die am besten auf dem Kapvaal-Kraton und dessen nördlichem Teil, dem Simbabwe-Kraton, erhalten geblieben sind. Die jüngeren bildeten sich vor 2,8–2,6 Mrd. Jahren und sind im westafrikanischen Kraton besser nachzuweisen als in den zentralafrikanischen Kratonen. An der Basis (geologisch: im Liegenden) sind einzelne vulkanische Zyklen mit basischen Laven und felsischen pyroklastischen Gesteinen vorhanden. Zum Top (in der Geologie das Hangende) hin sind auch Sedimente nachweisbar, zum Beispiel die Shamvaian-Gruppe auf dem Simbabwe-Kraton, die Kambui-Supergruppe in Westafrika, die Kavirondian-Gruppe des Tansania-Kratons und die obere kongolesische Gruppe auf dem Kongo-Kraton (siehe . Abb. 3.2). Exkurs: Greenstone Belts und Terrane

Bei „Grünsteingürteln“, engl. und geologisch fachsprachlich Greenstone Belts, handelt es sich um Zonen unterschiedlich metamorpher, mafischer bis ultramafischer vulkanischer Abfolgen, die zusammen mit Sedimentgesteinen in archaischen und proterozoischen Kratonen zwischen Granit- und Gneis-Komplexen auftreten. Ihr Anteil an den Kratonen kann bis zu 20 % betragen. Im Ge-

gensatz dazu bestehen die Gesteine der Terrane aus hochgradig metamorphosierten granitischen Gneisen und Metasedimenten (metamorphosierte Sedimente). Bei den typischen Metasedimenten handelt es sich um die „Banded Iron Formations“ (BIF), Marmor, Kalksilikate, Metaquarzite, grobe klastische Gesteine, Aluminium-Schiefer, Schwarzschiefer und Grauwacken.

Häufig in Raum und Zeit mit den Greenstone Belts vergesellschaftet sind granitische Serien (zum Teil mit Gneisen) mit magmatischen Intrusionen im Endstadium. Zwei granitische Serien können unterschieden werden. Die ältere (3,6– 3,1 Mrd. Jahre) besteht aus hochgradigen Migmatiten (Gestein mit unterscheidbaren Anteilen von metamorphen und vulkanische Bestandteilen), während die jüngere Granitserie (2,95–2,45 Mrd. Jahre) durch kalihaltige Granite dominiert wird. Sie charakterisieren das Ende der archaischen Orogenese. Diese Orogenese, ein diachroner Prozess, begann vor 3,05 Mrd. Jahren im Bereich des Kapvaal-Kratons, fand vor 2,6 Mrd. Jahren in dessen nördlichem Teil, dem Simbabwe-Kraton, statt und betraf vor 2,45 Mrd. Jahren die zentralafrikanischen Kratone. Eine Ausnahme bildet der Limpopo-Gürtel, ein mobiler Gürtel, der WSW-ENE-streichend den Kapvaal- von dem Simbabwe-Kraton trennt und durch hochgradig metamorphosierte Gneise dominiert wird. Er erstreckt sich über etwa 690 km und weist

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Kapitel 3 · Die Grundzüge des geologischen Baus und der geologischen Entwicklung

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. Abb. 3.2  Vermutete Ausdehnung der Kratone und mobilen Gürtel („Belts“) Afrikas im Archaikum (nach Schlüter 2008; Key 1992).

eine maximale Breite von etwa 200 km auf. Hier hat die Orogenese bereits vor rund 3,2 Mrd. Jahren begonnen und bis etwa vor ca. 2,5 Mrd. Jahren angedauert. Mit dem Beginn des Paläoproterozoikums (vor rund 2,5  Mrd. Jahren) wurde durch anorogenen Magmatismus (nicht an eine Orogenese gebundener Hot-Spot-Magmatismus) sowohl der Great Dyke in Simbabwe als auch der Bushveld Complex in Südafrika gebildet. Neben dem Limpopo-Gürtel befinden sich in den Randbereichen der Kratone weitere mobile Gürtel, die während der spätproterozoischen und frühpaläozoischen panafrikanischen Orogenese stark metamorphosiert und deformiert worden sind. So entwickelte sich der Namaqua-Natal Gürtel (der Namaqua-Natal Belt) in Südafrika im frühen bis mittleren Proterozoikum, der südliche Mosambik Gürtel (Southern Mozambique Belt) im mittleren Proterozoikum sowie der Damaran in Namibia und Sambesi Gürtel in Sambia und Simbabwe als Teile der panafrikanischen Gebirgsbildung an der Wende vom

3.1 · Präkambrium

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­ räkambrium zum Paläozoikum. Infolge isostatischer Hebung und anschließender P Abtragung bilden viele dieser präkambrisch angelegten Gürtel die aktuelle Oberfläche Afrikas. Im Paläoproterozoikum erfolgte die Bildung von intrakontinentalen Becken auf den stabilen Kratonen. Außerhalb der Kratone sind durch die Eburnean-Orogenese im südlichen Afrika Instabilitäten in der Kruste vom frühen bis zum mittleren Proterozoikum (2,5–1,75 Mrd. Jahre) nachzuweisen. Seit deren Ende herrscht in weiten Teilen Afrikas tektonische Ruhe, nur unterbrochen durch Rifting, Sedimentation, Magmatismus, Metamorphose und Deformation im östlichen Teil des zentralen Afrikas (zwischen den Kongo-, Tansania- und Kalahari-Kratonen). Im Mesoproterozoikum beschränkte sich die Orogeneseaktivität auf zwei Hauptorogene, den Kibaran-Gürtel im Südosten der heutigen Demokratischen Republik Kongo und die bogenförmige Namaqua-Provinz mit dem Namaqua-Gürtel an der Westküste Südafrikas. Große Teile des Kibaran-Gürtels bestehen aus Metasedimenten, die Schätzungen zufolge mächtiger als 10000 m sind. Intrusionen existieren in Form von granitischen Gneiskomplexen und hochkomplexen Granitoiden (Komposit-Granitoiden). Die Namaqua-Provinz ist mit Sockelgneisen, suprakrustalen Gesteinen, syntektonischen schildförmigen Intrusionen und kleinräumigen post-tektonischen Intrusionen lithologisch deutlich komplexer ausgebildet. Die Provinz wird durch mächtige neoproterozoische und rezente Ablagerungen überdeckt. Im Neoproterozoikum wirkten weiträumige tektonisch-thermale Aktivitäten. Sie sind um 950 Ma, 785 Ma, 720 Ma, 685–660 Ma und 600–450 Ma nachgewiesen und durch klastische und chemische Sedimentgesteine mit fluvio-glazialen Ablagerungen und Kalksteinen, zum Beispiel im Volta- und Togo-Gürtel in Westafrika oder durch die Kalkstein- und Quarzgruppe in Marokko, gekennzeichnet. Vulkanische Gesteine bilden entweder in Wechsellagerung mit mächtigen sedimentären Abfolgen oder als Intrusiva charakteristische Gesteinsfolgen. Intrusiva sind vor allem in den Alkali- und Kalkalkali-Granitoid-Serien zusammen mit syn- und post-orogenen Intrusionen von granodioritischen Gesteinen im Mosambik-Gürtel in Kenia und mit Pegmatiten in Namibia zu finden. Im ausgehenden Neoproterozoikum erfolgten die bisher extremsten globalen Vereisungen im Verlauf der Erdgeschichte, die auch Afrika betrafen. Zahlreiche glaziale Ablagerungen aus dem späten Proterozoikum (Tillite, Diamikte etc.) und geomorphologische Indikatoren (polierte Grundgebirgsoberfläche, Rundhöcker, Spannungsrisse) weisen auf mindestens vier Vereisungsphasen von 750 bis 580 Ma hin. Für zwei dieser Kältephasen, die Sturtische Eiszeit von 715 bis 680 Ma und die Marinoische Eiszeit von 660 bis 635 Ma, wird sogar eine Gesamtvereisung der Erde vermutet (Macgabhann 2005). Die Gletscher reichten in dieser Zeit von den Polen bis in Äquatornähe, die Ozeane waren weitgehend zugefroren und nahezu die gesamte Erdoberfläche war von Eis bedeckt. Die Ursachen dieser frühen Vereisungsphasen werden in der geringeren Solarstrahlung, einem schnell abnehmenden CO2-Gehalt und in starken tektonischen Veränderungen vermutet. Diese neoproterozoische oder neokambrische Eiszeit ist in die Wissenschaftsgeschichte unter dem Begriff „Schneeball Erde“ (engl. „Snowball Earth“) eingegangen (siehe Kirschvink 1992; Hoffmann et al. 1998; Hoffmann & Schrag 2002). Allerdings ist diese nur aus wenigen Belegen abgeleitete geowissenschaftliche Hypothese bis heute stark umstritten (Brooks et al. 2016).

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Kapitel 3 · Die Grundzüge des geologischen Baus und der geologischen Entwicklung

3.2  Paläozoikum

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Am Ende des Präkambriums war Afrika zentraler Teil des großen Südkontinents Gondwana. Durch die panafrikanische Orogenese (auch als panafrikanisches Event bezeichnet) vor 950–450 Ma wurde Gondwana Teil des entstehenden Superkontinents Pangaea und strukturell (wieder) in Kratone und mobile Gürtel aufgegliedert. Die panafrikanische Orogenese begann in den einzelnen Gürteln mit initialer RiftPhase, Sedimentation und Magmatismus. Die Ozeanöffnung mit der Genese des Iapetus Ozeans und kontinentaler Randsedimentation sowie Subduktion und Plattenkollision mit anschließendem Magmatismus sind die charakteristischen Kennzeichen dieser plattentektonischen Prozesse und der daran gekoppelten Strukturen, die sich im panafrikanische Orogen wiederfinden. Letztlich erfolgte am Ende des panafrikanischen Events durch Plattenkollision die Bildung von Pangaea. Im Zuge des Auseinanderbrechens von Pangea im Verlauf des Phanerozoikums ist in Afrika anorogener Magmatismus weit verbreitet, stets verknüpft mit Rift-Bildungen und Verwerfungen/Brüchen und seit dem Mesozoikum auch mit der Bildung des ostafrikanischen Grabenbruches (East African Rift System). Kimberlit-Röhren als primäre Lagerstätten für Diamanten sind ebenfalls ein Produkt des anorogenen Magmatismus. Mit Beginn des Kambriums greift das Meer über weite Teile Nordwestafrikas hinweg, so in Marokko, der westafrikanischen Sahara, in Mauretanien, Senegal und Guinea. In Marokko und Guinea sind im tieferen Kambrium Tillite (verfestigte Moränen) eingeschaltet. In Zentralafrika fehlen Anzeichen für das Vorhandensein kambrischer Schichten mit Ausnahme der nördlichen Kivu-Region der DR Kongo. In der zentralen und östlichen Sahara reichen marine Sandsteine vom Becken von Hassi Messaoud (als Teil des Südalgerischen Beckens) in Südost-Algerien über das Tibesti-Gebirge bis in das westliche Ägypten. Der etwa 500 m mächtige Hassi-Messaoud-Sandstein trägt bereits kontinentalen Charakter. Das Ordovizium in Afrika ist als Sandsteinfolge ausgebildet, die örtlich einige hundert, im Antiatlas über 1200 m Mächtigkeit erreichen kann. In Algerien sind die vergleichbaren Schichten metamorphosiert. In Marokko liegt jedoch auch vollständiges, fossil belegtes Ordovizium mit Graptolithen und Trilobiten vor. Das Ordovizium der Sahara zeichnet sich nicht nur durch drei Erosionslücken, sondern auch durch einen neuerlichen Tillithorizont aus. Weitere Vorkommen von Ordovizium sind aus dem Adrar in Algerien, dem Fezzan und aus der östlichen Umrahmung des Murzukbeckens in Libyen sowie aus dem Tibesti-Gebirge im Tschad und dem Jebel Uwainat an der Grenze zwischen Ägypten, Libyen und Sudan bekannt. Die größten Mächtigkeiten wurden allerdings im Syrte- und Murzukbecken der zentralen Sahara erbohrt, wo das Ordovizmeer bis über 3000 m mächtige Sedimente abgelagert hat. Das Guineaplateau weist eine etwa 500 m mächtige Sandsteinfolge auf, die zwar selbst keine Fossilien liefert, aber aufgrund der unterlagernden und überlagernden, fossilführenden kambrischen und silurischen Serien offenbar ebenfalls dem Ordovizium zugeordnet werden kann. Während in Zentralafrika Spuren von Ordovizium bisher nicht belegt sind, wird in Südafrika der Tafelbergsandstein ganz oder teilweise in das Ordovizium gestellt. Das Silur in Nordafrika ist im Zuge der variszischen Faltung stellenweise regionalmetamorph umgewandelt. In Tunesien und in Tripolitanien im Nordosten Li-

3.2 · Paläozoikum

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byens wurden bis 500 m mächtige Graptolithenschiefer nachgewiesen. In vergleichbarer Mächtigkeit und Ausbildung tritt Silur auch im Bereich der Sahara, im Hoggar-Gebirge Algeriens, im Fezzan, im Murzukbecken und im Tibesti-Gebirge auf. Weiteres fossilbelegtes Silur findet man in Guinea (Untersilur als Graptolithenschiefer, Obersilur als Cephalopodenkalk). Im Obersilur der zentralen Sahara kommt es während einer marinen Regressionsperiode zur Ablagerung festländischer und lagunärer bis deltaischer Sandsteine (Abb. 3.3). Das Devon, das in der Westsahara biostratigraphisch nachgewiesen ist, füllt weitestgehend dieselben altpaläozoischen Becken, die sich bereits seit dem Kambrium auf dem kristallinen Sockel des westafrikanischen Kratons entwickelt haben. Im Antiatlas liegt das Mittel- bis Oberdevon in einer 3500 m mächtigen Schiefer- und Kalksteinfolge vor. Nach Osten dehnt sich marines Devon im Bereich der Sahara über das Hoggar-Gebirge noch bis zum Fezzan aus; Murzukbecken, Tibesti-Gebirge und Ennedi im Tschad hingegen sind durch kontinentale Sandsteine mit devonischen Pflanzenresten gekennzeichnet. Auf marines Devon trifft man außerdem noch in Guinea sowie in zwei Vorkommen an der Küste Ghanas. In der Kapprovinz zählt die 800 m mächtige marine Bokkeveldserie aufgrund ihrer Fossilführung zum Unterdevon. Im jüngsten Devon stellen sich afrikaweit Regressionsverhältnisse ein. Marines Karbon ist im Wesentlichen auf Nordafrika (Marokko und Algerien einerseits, Ägypten andererseits) beschränkt. Dazu gehören die marinen Horizonte in den Kohlebecken von Jerada (Marokko) und Bechar (algerische Sahara). Wei-

. Abb. 3.3  Kambroordovizische Sandsteine am Plateau du Djado in der Umrahmung des Murzukbeckens der zentralen Sahara, Nordost-Niger. (Foto: R. Baumhauer)

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Kapitel 3 · Die Grundzüge des geologischen Baus und der geologischen Entwicklung

tere Oberkarbonsenken über marinem Unterkarbon, wenn auch ohne nennenswerte Kohleführung, finden sich im Bereich der Sahara bis zum Hoggar-Gebirge, Tibesti-Gebirge und Murzukbecken. Marines Karbon tritt dann im Osten Ägyptens auf der Halbinsel Sinai am Roten Meer wieder auf, aber auch hier zieht sich das Meer im Oberkarbon zurück und macht einer kontinentalen Sandsteinfolge, dem liegenden Teil des „Nubischen Sandsteins“, Platz. Generell sind marine Ablagerungen des Perms und der Trias in Afrika außerordentlich selten. Lediglich im Perm erstreckt sich ein Ausläufer der Tethys bis in den Süden von Tunesien und bis in das libysche Tripolitanien. 3.3  Mesozoikum und Känozoikum

Das subsaharische Afrika zeichnet sich seit dem späten Oberkarbon durch eine völlig andere Sedimentationsfolge aus, nämlich durch Ablagerungen aus der Karoo-­ Supergruppe, die bis in den frühen Jura durch weitverbreitete, nichtmarine Schichten repräsentiert ist. Der geologische Fachbegriff „Karoo“ beschrieb ursprünglich kontinentale Sedimente und Sedimentstrukturen aus dem späten Karbon bis frühen Jura des Karoo-Beckens in Südafrika. Mit fortschreitenden Erkenntnissen übertrug man den Begriff auf alle kontinentalen Sedimente, die aus den extensionellen Beckenstrukturen Gondwanas hervorgingen. Vergleichbare Sedimentbecken wurden auch in Indien, der Antarktis und Australien aufgefunden. Die Karoo-Serie bedeckt in Afrika rund 600000 km2 und erreicht dort Mächtigkeiten bis zu 7000 m (siehe auch . Abb. 3.4 und . Abb. 3.7). Eine typische Karoo-Sequenz (siehe . Abb. 3.5) besteht von der Basis bis zur Obergrenze aus Tilliten, Kohlegängen und fächerförmigen klastischen Keilen, die mit Seeablagerungen, Fluss- oder äolischen Betten und weitverbreiteten Basaltflüssen verzahnt sind. Die basale Dwyka-Formation gehört dem Oberkarbon an und besteht aus einer Basisserie von Schiefern und Sandsteinen bis zu 400 m Mächtig-

. Abb. 3.4  Die Nuweveld-Stufe 40 km nördlich der Stadt George in der südafrikanischen Provinz Westkap wird von der zur Karoo-Supergruppe gehörenden Beaufort-Gruppe gebildet. Sie besteht aus permischen und triasischen fluviatilen Sedimenten. (Foto: University of Witwatersrand/CC)

3.3 · Mesozoikum und Känozoikum

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keit. Darüber liegt der eigentliche Dwyka-Tillit. Diese im Süden über 400 m mächtige eiszeitliche Ablagerung ist gekennzeichnet durch Blockpackungen, gekritzte Geschiebe über glazial geschrammtem Felsuntergrund und küstennahe Einschaltungen mariner Schichten sowie schließlich eine Hangendfolge wechselnder glazialer und interglazialer Ablagerungen, die Floren mit Lepidodendron und Gangamopteris geliefert haben. Lepidodendron ist eine Gattung der „Schuppenbäume“, baumförmiger Bärlappgewächse, die wesentlicher Bestandteil der karbonen Steinkohlenwälder waren; Gangamopteris ist ein für das Permokarbon der Südkontinente charakteristischer Farn. Der Dwyka-Tillit mit seiner Ausstrichbreite von 2250 km rings um das Karooplateau kennzeichnet am deutlichsten die nachhaltige „permokarbone“ Vereisung Südafrikas. Dabei handelt es sich um eine ausgedehnte Inlandvergletscherung mit generell südlicher bis südwestlicher Bewegungsrichtung des Eises von mindestens vier bedeutenderen Eiszentren aus (Namaland-Eis, Griqualand-Eis, Transvaal- und Natal-Eis), die zumindest im Westen das damalige Meeresniveau erreicht hat, wie eine Verknüpfung mit marinen Sedimenten beweist. Diese Inlandvergletscherung ist ein Teil der permokarbonen Vereisungen der Südkontinente und des indischen Subkontinents. Besonders auffällig ist die weitgehende Übereinstimmung einer 50 m mächtigen bituminösen Schieferserie mit Mesosaurus-Resten („White band“) im Hangenden der Dwyka-Tillite Südafrikas, die in völlig analoger Ausbildung in den Irati-Schichten des Parana-Beckens Südamerikas wiederkehrt (erneut als bituminöse Schiefer mit Mesosaurus). Auch eine kohleführende Tonschiefer-Sandstein-Folge zwischen Dwyka und „White band“ kehrt in ähnlicher Ausbildung (als kohleführende Siltsteine) im Parana-Becken wieder. Mit der Stormbergformation der oberen Trias und des frühen Jura findet das mächtige Karoosystem seinen Abschluss: Pflanzenführende Tonschiefer und Sandsteine, Rotsedimente mit Reptilfährten, kavernöse helle Sandsteine mit verkieselten Baumstümpfen sowie Überresten fossiler Dinosaurier und Krokodile, zusammen bis über 1000 m mächtig, werden von einer Folge von 1000–2000 m mächtigen basaltischen und doleritischen Lavadecken der Drakensbergformation gekrönt. Auch hier zeigen sich Parallelen zur Schichtenfolge des südamerikanischen Parana-­ Beckens (. Abb. 3.6). Das Hauptkaroo-Becken breitet sich in E-W-Richtung im südlichen Afrika aus. Es wurde durch die Hebung und die regionale Kompression des Kapfaltengebirges als Vorlandbecken abgesenkt. Außerhalb davon, im Westen des Vorlandbeckens, in der Republik Südafrika, Botsuana, Namibia, Angola, der DR Kongo und in Gabun sind flache, breite interkratonische Senkungsbecken nachweisbar. Die östlichste Gruppe des Karoo-Beckens wird durch schmale Gräben und Halbgräben oder Tröge repräsentiert. Sie liegen im östlichen und südöstlichen Afrika in Tansania, Kenia, Uganda, Sambia, Simbabwe und Madagaskar. Der Beginn des Sedimentationszyklus, der die Karoo-Folge entstehen ließ, erfolgte bereits zu Zeiten von Pangaea und zeigt, dass die phanerozoische Oberflächenformung des südlichen Afrikas nicht mehr durch weitreichende Orogenese bestimmt wurde, sondern durch einen alternierenden Zyklus aus Ablagerungs- und Abtragungsphasen. Heute liegt das Grundgebirge großflächig exponiert vor, besonders in Hebungszonen (Schwellen), die die tiefer liegenden sedimentären Becken einrahmen. Typische Beispiele sind in den Beckenbereichen des Sambesi, Kongo, Niger und Nil zu finden. In den älteren Becken liegen vor allem marine Sedimente vor (Calcite, Dolomite und Schiefer), in

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Kapitel 3 · Die Grundzüge des geologischen Baus und der geologischen Entwicklung

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. Abb. 3.5  Karoo-Supergruppe (verändert nach Catuneanu et al. 2005).

den jüngeren Becken sind es Schiefer und Sandsteine, die im ausgehenden Mesozoikum sedimentiert wurden (. Abb. 3.7). In Nordafrika kennzeichnen zwei Transgressionen die marine Trias, eine zu Beginn der Mitteltrias (Muschelkalk) vor rund 250 Ma (in Algerien, Marokko, Tunesien und dem Norden von Libyen mit dolomitischen Kalken und gipsführenden, bunten Mergeln mit Mächtigkeiten bis zu 1000 m über kontinentaler unterer Trias)

3.3 · Mesozoikum und Känozoikum

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. Abb. 3.6  Gletscherschliff der permokarbonen Vereisungen im Norden von Südafrika. (Foto: R. Baumhauer)

sowie eine weitere in der oberen Trias (Rät mit 150–300 m mächtigen gipsführenden dolomitischen Kalken und Mergeln) über lagunärer oder kontinentaler unterer Obertrias (Keuper). In Ägypten setzt sich die 200 m mächtige Mitteltriasfolge der nördlichen Halbinsel Sinai in der Tiefe bis in den Raum des Golfes von Sues und von Kairo fort. Das gesamte übrige Afrika nördlich des Äquators ist während der Trias Festland. Damit beginnt eine bis zum Ende der Unterkreide andauernde kontinentale Epoche, gekennzeichnet durch Sand- bzw. Sandsteinablagerungen ohne klare stratigraphische Gliederung, die als „Continental intercalaire“ bezeichnet wird und eingeschaltet ist zwischen marinem Unterkarbon, kohleführendem Oberkarbon oder marinem Perm einerseits und mariner Oberkreide andererseits. Hierzu zählt auch der hangende Teil des Nubischen Sandsteins in Ägypten und seinen Nachbarländern. Das Auseinanderbrechen von Pangaea und damit die „Entstehung“ des heutigen Afrikas hat an der Wende von Paläozoikum (Perm) zum Mesozoikum (Trias) vor ca. 250 Ma begonnen. Marines Perm an der Westküste Madagaskars beweist, dass sich auch die Straße von Mosambik erstmalig zu diesem Zeitpunkt geöffnet hat. Zu Beginn der Trias erfolgte die Trennung von Pangaea in zwei Megakontinente, den Nordkontinent Laurasia und den Südkontinent Gondwana. Im frühen Jura trennten sich der indische Subkontinent, Australien, Antarktika und Madagaskar von Gondwana ab, das wiederum in die zwei Kontinente Südamerika und Afrika zerbrach. Bis zur heutigen Form und Position Afrikas dauerte es allerdings über 100 Ma. Die Küstenlinie in ihrer derzeitigen Form hatte sich erst am Ende der Kreide gebildet. Seit der Trennung von der arabischen Halbinsel und der Entste-

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Kapitel 3 · Die Grundzüge des geologischen Baus und der geologischen Entwicklung

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. Abb. 3.7  Verbreitung der Karoo-Supergruppe in Afrika (nach Schlüter 2008).

hung des Roten Meeres im Miozän des Tertiärs vor etwa 15 Ma ist Afrika von allen Seiten von Ozeanen umgeben. Da die afrikanische Platte, außer im Norden, von mittelozeanischen Rücken begrenzt wird, gewinnt sie permanent an Fläche. Aktuell bewegt sich die afrikanische Platte kontinuierlich mit etwa 2 cm/a nach Nordosten. Im Gefolge des Auseinanderbrechens von Gondwana wurden durch die Kollision der proto-afrikanischen Platte und der südamerikanischen Platte die südafrikanischen Kapketten aufgefaltet. Die Gebirgsbildung ist bis zum Beginn der Kreide abgeschlossen. Zeitgleich zum Auseinanderbrechen erfolgte intensive vulkanische Aktivität. In Teilen NW-Namibias, Botsuanas und in den Drakensbergen Südafrikas sind die Reste dieser alten Reliefplombierung oberflächlich anstehend. Sie bedecken rund 140000 km2. Hebungsbewegungen im Bereich der neu entstandenen

3.3 · Mesozoikum und Känozoikum

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Teilkontinente führten zur Herausbildung der heutigen großen Randstufe, eine der charakteristischen breiten und mehrere 100 m gehobene Aufwölbungen/Schwellen, die prägende geomorphologische Großformen des Kontinents darstellen. Sie werden besonders in den Randbereichen des Kontinents augenscheinlich. Dort verlaufen sie häufig parallel zur Küstenlinie und fallen an der Küstenseite steil ab. Genetisch sind diese Schwellen mit dem Auseinanderbrechen von Gondwana verknüpft. Die aktuell prominentesten Aufwölbungen sind mit dem deutlich jüngeren ostafrikanischen Grabenbruch assoziiert (. Abb. 3.8). Zwei vulkanische Regionen sind mit dem Auseinanderbrechen (in der Geologie: Rifting) Pangaeas im Mesozoikum verbunden: die Karoo-Flutbasalte in Südost-Afrika und die Etendeka-Laven in Namibia. Die tertiären Flutbasalte Äthiopiens werden mit der deutlich jüngeren Trennung Afrikas von der Arabischen Halbinsel und dem dabei entstandenen Roten Meer verknüpft und damit mit dem Beginn einer neuen Kontinentalverschiebung, die mit der Bildung komplexer Graben-/Halbgraben-Strukturen einhergeht. Die Grabenbrüche in Ostafrika sind also das Resultat anhaltender kontinentaler Fragmentationsprozesse durch Extensionstektonik. Sie erstrecken sich in zwei Hauptstrukturen von Nord nach Süd in der östlichen Hälfte des Kontinents von Jordanien und dem Roten Meer bis nach Südafrika. Es wird davon ausgegangen, dass sich ein Mantel-Plume oder ein Hotspot unter dem Grabenbruch befindet, der eine Aufwölbung und Schwächung der Lithosphäre verursacht. Die Resultate daraus sind unter anderem die Hebung der vormaligen Landoberfläche, Verwerfungen entlang oder nahe dem Kamm dieser gehobenen Landschaft und in einigen Regionen Eruption vulkanischer Gesteine. Insgesamt lässt sich die ostafrikanische Riftzone in Regionen mit hoher magmatischer Aktivität (Afar-Senke, äthiopischer Grabenbruch, Gregory-Rift) und mit geringer Aktivität (Albert-, Tanganjika- und Malawi-Riftzonen) unterteilen. Dominierende Eruptivgesteine sind Alkalibasalte, darüber hinaus treten aber auch Phonolithe, Trachyte und Rhyolithe auf (. Abb. 3.9). Ein weiteres Riftsystem in Afrika außerhalb der ostafrikanischen Riftzone bildet die Kamerunlinie (Cameroon Volcanic Line). Sie ist in der Kreidezeit entlang eines Grabens aus einer Schwächezone mit ausgeprägter vulkanischer Aktivität entstanden und reicht von den Mandara-Bergen im Norden Kameruns über die Atlantika-Berge, das Adamaoua-Hochland, die Bambouto- und Manengouba-Berge bis zum aktiven Kamerunberg und darüber hinaus bis zu den Inseln im Golf von Guinea. Entlang der Kamerunlinie sind eine Reihe von Vulkanen zu finden, die zum Teil seit dem Tertiär und im Quartär aktiv gewesen sind und es teilweise, wie der Mt. Kamerun, auch heute noch sind. Die vulkanisch aktivste Region ist sicherlich am großen Grabenbruch in Ostafrika zu finden, jedoch existieren auch nördlich der Kamerunlinie in den zentralsaharischen Gebirgen Hoggar, Tibesti und Aïr vulkanische Ablagerungen, die im Bereich von tektonischen Schwellen den präkambrischen Sockel überdecken und deren Entstehung dem Tertiär und Quartär zugerechnet wird. (. Abb. 3.10). Das Relief des südlichsten Teils des Kontinents ist ebenfalls ein Produkt aus Hebung, Vulkanismus, Wölbung und Grabenbildung. In flacheren Bereichen wurden die Karoo-Ablagerungen durch großflächige Flutbasalte, Sandsteine und Schiefer gebildet. Durch unterschiedliche Hebungsraten, Aufwölbung und Abtragung entstanden die alten Kapketten und die Drakensberge.

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Kapitel 3 · Die Grundzüge des geologischen Baus und der geologischen Entwicklung

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. Abb. 3.8  Raumzeitliche Driftbewegung der afrikanischen Platte seit dem Auseinanderbrechen von Pangaea vor 250 Ma. Dargestellt ist die scheinbare Wanderung von Hotspots (aus der Kern-MantelGrenze aufsteigende heiße Mantelschmelze, die regional begrenzte Aufschmelzungszonen im oberen Erdmantel verursachen, stationär sind und sich an der Erdoberfläche durch einen hohen Wärmefluss und basischen Vulkanismus äußern), verändert nach Summerfield 1996.

Im Quartär ist auf dem gesamten Kontinent und insbesondere in Westafrika das Grundgebirge exponiert, das nur durch geringmächtige quartäre und alluviale Sedimente (feinkörnige, tonig-schluffige und sortierte Ablagerungen von Fließgewässern) bedeckt wird. In Westafrika sind diese im Tschadseebecken am mächtigsten. Sie werden dort von den höher gelegenen Gebieten in der Umrahmung des Tschadbeckens eingetragen (Hoggar, Tibesti, Kamerun und Ennedi). Die jüngste erdge-

3.3 · Mesozoikum und Känozoikum

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. Abb. 3.9  Der vulkanische Kibo, mit 5895 m der höchste Gipfel Afrikas, ist Teil des Kilimandscharo-Massivs, das sich auf der östlichen Grabenschulter des Ostafrikanischen Grabenbruchsystems befindet. (Foto: S. Auth) [Mauritius: Bildnummer 2162056]

schichtliche Entwicklung Afrikas ist gekennzeichnet durch nachhaltige Veränderungen des Gewässersystems: Noch im Jungtertiär und Altpleistozän mündeten zahlreiche Flüsse aus den randlichen Gebirgen des Kontinents in die ursprünglich abflusslosen innerafrikanischen Becken, in denen sich ausgedehnte Süßwasserseen gebildet haben. Inzwischen entwässern nahezu alle diese Becken über die Küsten erreichenden Ströme exorheisch (siehe 7 Kap. 6). Auch das Schicksal des Tschadsees, der sich noch im Jungpleistozän und Frühholozän über ein Vielfaches der heutigen Fläche ausdehnte, ist bereits besiegelt: Durch Bifurkation des Logone, das heißt die Flussgabelung und den Abfluss in das Flussgebiet des Niger, fließt bereits ein Teil des Hochwassers über den Mayo Kebbi und den Benue zum Niger, also zum Atlantik, hin ab. Fortschreitende Anzapfung dürfte schließlich zur weiteren Austrocknung dieser Becken und damit auch zu Veränderungen des Klimas, der Vegetation und Besiedlung führen. In Ostafrika wird die Landschaft, wie erwähnt, von Grabenbrüchen dominiert: von Äthiopien bis nach Mosambik mit großen Seen und mächtigen quartären fluviolakustrinen Ablagerungen sowie vulkanischem Debris. Es ist sicher kein Zufall, dass sich die innerafrikanischen Beckenlandschaften in enger räumlicher Koinzidenz zu den alten, präkambrischen Kratonen entwickelt haben. So ist auch der Verlauf der ostafrikanischen Grabenzonen bereits entscheidend durch die Strukturen des präkambrischen Sockels vorgezeichnet, die ganz offensichtlich in mehrfacher Hinsicht richtungweisend für die geologische Entwicklung dieses Kontinents waren und es auch wohl auch weiterhin sein werden.

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Kapitel 3 · Die Grundzüge des geologischen Baus und der geologischen Entwicklung

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. Abb. 3.10  Der vulkanische, 2739 m hohe Ilamane im Atakor-Massiv des zentralen Hoggar-Gebirges, zentrale Sahara, Süd-Algerien. (Foto: R. Baumhauer)

Im kontinentalen Quartär Afrikas lassen sich nicht nur mehrfache Wechsel der klimatischen Bedingungen analog den kalt- und warmzeitlichen Schwankungen höherer Breiten detailliert rekonstruieren, sondern die quartären Sedimenten liefern auch bedeutende Hominidenfunde (siehe 7 Kap. 5). 3.4  Lagerstätten und Rohstoffvorkommen

In vielen Ländern Afrikas ist die Exploration von Rohstoffen ein wichtiger Bestandteil der Ökonomie und ein Schlüsselfaktor für zukünftiges ökonomisches Wachstum. Auf den führenden Explorationsplätzen auf globaler Ebene liegen die Lagerstätten von Bauxit, Chromit, Kobalt, Coltan, Diamanten, Gold, Mangan, Phosphorit, Platinmetallen, Titanmineralen, Vermiculit und Zirkon (. Abb. 3.11). Drei geologische Formationen enthalten die bedeutendsten Bodenschätze: Der präkambrische afrikanische Sockel liefert zum Beispiel Kupfer und Zink auf der Lunda-Schwelle, Gold in der östlichen Demokratischen Republik Kongo auf der Zentralafrikanischen Schwelle oder Uran in Niger auf der Aïr-Schwelle. Die paläozoischen Karoo-Schichten weisen teils reiche Steinkohlelagerstätten auf und in den kreidezeitlichen bis tertiären Sedimenten in Schelfbereichen wurden zum Teil große Erdölvorkommen gefunden. Die nordafrikanischen Erdölvorkommen in Algerien und Libyen sind dagegen an paläozoische Beckensedimente gebunden. Insbesondere das südliche Südafrika und das südliche Zentralafrika sind Schwerpunktge-

3.4 · Lagerstätten und Rohstoffvorkommen

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. Abb. 3.11  Überblick über afrikanische Rohstoffvorkommen.

biete des wirtschaftlich bedeutenden Bergbaus, doch auch in Westafrika nimmt der Bergbausektor eine wichtige ökonomische Stellung ein. Jedoch sind die großen Bergbaugebiete und die wichtigsten isolierten Lagerstätten für Metalle allesamt in den Schwellenbereichen Hochafrikas zu finden. Die Sedimentbecken auf den Hochebenen, zum Beispiel das Kalahari-Becken, sind hingegen weitgehend lagerstättenfrei. Bedeutende Bergbaugebiete in Hochafrika sind Witwatersrand, der Bushveld-Komplex und die Limpopo-Provinz in der Republik Südafrika, Great Dyke in Simbabwe und der Kupfergürtel in Sambia sowie in der DR Kongo. Im Kibaran-Gürtel in Ruanda, Burundi, West-Tansania und Südwest-Uganda sind ökonomisch relevante Vorkommen von Zinn, Beryllium, Wolfram, Niob-Tantal, Gold und Lithium vorhanden. Ein Viertel des weltweit geförderten Goldes und mehr als die Hälfte der global abgebauten Diamanten stammt aus subsaharischen Minen. Und mehr als die Hälfte der weltweiten Goldlagerstätten liegen in Südafrika in den 3,8–2,5 Mrd. Jahren al-

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Kapitel 3 · Die Grundzüge des geologischen Baus und der geologischen Entwicklung

ten Gesteinen des Archaikums vor. In der Transvaalregion der Republik Südafrika haben die bis zu 8000 m mächtigen Sedimente des präkambrischen Witwatersrandbeckens bei Johannesburg mehr als 30000 t Gold geliefert und stehen auch bezüglich der Uranproduktion der Erde an führender Stelle. Die im Tiefbergbau ausgebeuteten Goldvorkommen verdanken ihre hohen Konzentrationen sowohl fluviatilen als auch marinen Einflüssen. Sie sind an die gröbsten Korngrößen gebunden und finden sich in rinnenartigen Verfüllungen im Bereich des Beckenrandes und gehen zum Becken hin zunehmend in taubes Gestein über. Auch in Westafrika hat die Erzgewinnung eine lange Tradition. Das Jos-Plateau und die Region um Abakaliki in Südostnigeria waren in historischer Zeit Zentren der Zinn- und Bleiförderung. Gold, das aus sekundären Lagerstätten (als Seifen- oder Waschgold) gewonnen wird und primär aus den archaischen Gesteinen der Oberguineaschwelle stammt, lockte bereits im 18. und 19. Jahrhundert Europäer insbesondere an die danach benannte Goldküste des heutigen Ghana. Die erste von Europäern errichtete und bergbauliche ausgebeutete Goldmine wurde 1878 in Tarkwa in Ghana errichtet. Bis dahin wurde das Gold von den Europäern über ihre Handelsstationen von örtlichen Händlern aufgekauft. Ghana ist bis heute mit einer Produktion von 130 t (2020) und Reserven von rund 1000 t der einzige wichtige industrielle Goldproduzent in Westafrika und größter Produzent Afrikas. Gold ist das wichtigste Exportgut und wichtigster Devisenbringer des Landes. Diamantlagerstätten sind im südlichen Afrika an mesozoische schlotförmige Intrusionskörper gebunden (Kimberlitpipes). Bei Kimberley in Südafrika befindet sich eine der bekanntesten Diamantlagerstätten. Die Schlote gehen in größerer Tiefe in vulkanische Spalten über. Die Diamanten finden sich in der feinkörnigen Matrix vulkanischer Brekzien, häufig mit karbonatischen Bindemitteln. Die Diamantführung nimmt mit der Tiefe ab und der Abbau lohnt sich bis etwa 1000 m Tiefe. Der Schlotdurchmesser beträgt im Mittel 800 m. Die größten Fördergebiete liegen im südlichen Afrika und im südlichen Zentralafrika (Südafrika, Botsuana, Namibia, Angola und der DR Kongo), weitere Fördergebiete gibt es in Ostafrika (Tansania), im westlichen Zentralafrika (Zentralafrikanische Republik) und in Westafrika (Ghana, Sierra Leone). Das post-triasische Alter der Kimberlite ist durch fossile Pflanzen belegt. In Namaqualand, einer Region im südwestlichen Teil der Republik Südafrika und in Südwest-Namibia beiderseits des Unterlaufs des Oranje, durchsetzen Kimberlite zusammen mit Melilith-Basalten fossilführende Schichten der Unterkreide und verdeutlichen ein kretazisches Alter. Ausgehend von den primären Vorkommen wurden die Seifendiamanten durch die Denudation der Schlote in fluviatilen Terrassen und auch Strandterrassen akkumuliert. Bekanntes Beispiel hierfür sind die Terrassen des Oranje und seiner Zuflüsse, der Mündungsbereich des Lepelle (Rivers) in der Limpopo-Provinz Südafrikas oder bei der Lüderitzbucht in Namibia. In Westafrika werden Diamanten, ebenfalls ausschließlich aus sekundären, alluvialen Lagerstätten, nur in Ghana, Sierra Leone und Guinea in ausbeutungsreifer Menge gefunden. Sie sind jedoch gegenüber den Diamanten des südlichen Afrikas von minderer Qualität. In Zentralafrika werden in der Zentralafrikanischen Republik und in der zentralen Kasairegion der DR Kongo ebenfalls reiche Diamantvorkommen ausgebeutet. Förderte die Zentralafrikanische Republik 2007 noch 468000 Karat (1 Karat, Kt oder Ct = 0,2  g = 200 mg), ist die Produktion 2020 auf 11157 Karat zurückgegangen; die DR Kongo produzierte 2021 11000.000 Karat und war damit nach Russland der zweitgrößte Produzent von Naturdiamanten

3.4 · Lagerstätten und Rohstoffvorkommen

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(Schmuck- und Industriediamanten). Da es möglich ist, Diamanten ohne moderne technologische Hilfsmittel zu extrahieren, erfolgt deren Abbau ganz wesentlich im sogenannten artisanalen („handwerklichen“!) Kleinbergbau, bei dem die Diamanten mit einfachsten Mitteln von Hand abgebaut werden, teilweise bis zu 15 m unter Flur. In den überwiegend aus Graniten und Gneisen und in Gabun und der DR Kongo auch aus Metasedimenten aufgebauten präkambrischen Randschwellenbereichen des Kongobeckens sind die wichtigsten mineralischen Lagerstätten Zentralafrikas zu finden: Eisen- und Manganerz in Gabun und der DR Kongo, Kupfer, Kobalt, Zink und Zinn in der ehemaligen Provinz Katanga (DR Kongo), Uran in Gabun und der Zentralafrikanischen Republik. Das Fundament der Wirtschaft der DR Kongo, des größten und bevölkerungsreichsten Landes Zentralafrikas ist bis heute der Bergbau. Die Rohstoffwirtschaft macht 80–95 % der kongolesischen Exporte aus. Die wirtschaftlich wichtigsten bilden Kupfer, Kobalt, Diamanten, Gold, Coltan, Zinn und wie 2019 bekannt wurde, auch das wohl größte Lithiumvorkommen der Welt. Die frühere Provinz Katanga der DR Kongo, die 2015 nach einer Verwaltungsreform in 4 Provinzen aufgeteilt wurde (Haut-Katanga, Haut-Lomami, Lualaba, Tanganyika), liegt im äußersten Südosten der DR Kongo und ist eine Bergbauregion von Weltrang. Sie wird als Kupfergürtel („Copperbelt“) bezeichnet, der sich nach Süden bis weit in das sambische Staatsgebiet fortsetzt. Er ist nach der südafrikanischen Transvaal-/Rand-Region die bekannteste Bergbauregion in Afrika und nach Chile das zweitgrößte Kupfer-Abbaugebiet der Welt und mit geschätzten 70 % der weltweiten Förderung zugleich das weltweit größte Kobalt-Abbaugebiet. Auf 300 km Länge und durchschnittlich 50–80 km Breite enthalten die Sedimente des Copperbelts oberflächennahe, im Tagebau gewinnbare Kupferlagerstätten mit einem Kupferanteil bis zu 6 %. Geschätzt werden, dass hier rund 20 % der heutigen Weltvorräte an Kupfererzen zu finden sind. Sie werden zusammen mit Kobalt, Platin, Blei, Zink und Mangan gefördert. Der Copperbelt ist Bestandteil des geologischen Lufilian-Bogens am östlichen Ende der Lunda-Schwelle. Das Kupfer stammt aus stratiformen, sedimentgebundenen, festländischen Verwitterungskupfererzlagerstätten, die zudem, wirtschaftlich interessant, von Silber-, Kobalt- und Zinkerzen begleitet werden. Vor ca. 880 Ma im Neoproterozoikum setzte, von Magmatismus begleitetes intrakontinentales Rifting ein. Die durch aulakogene, das heißt nicht zu ozeanischer Spreizungen führende und relativ flache, Grabenbrüche entstandenen Becken füllten sich mit Meereswasser und nahmen 5 bis 10 km dicke Sedimentschichten auf, die als Katanga-Supergruppe bezeichnet werden. Als Sedimentquelle dienten die umliegenden Terrane und Orogene, insbesondere der noch zusammenhängende Kongo-São-Francisco-Kraton. Die Katanga-Supergruppe wird in drei lithostratigraphische Gruppen und mehrere Untergruppen unterteilt. Die Gruppen entsprechen den jeweiligen Grabenbrüchen, während die Untergruppen weitere, in den Grabenbrüchen entstandene Becken darstellen. Die unterste bildet die 880 Ma alte Roan-Gruppe, die aus fluviatilen und limnischen Sedimenten besteht. Die Nguba-Gruppe folgte seit 765 Ma mit Sedimenten eines proto-ozeanisches Riftings, ähnlich dem aktuellen Afar-Dreieck/Roten Meer. Seit 650 Ma lagerte sich die Kundelungu-Gruppe ab. Sie besteht aus Sedimenten einer epikontinentalen Lagune. Die Kupfererze lagern in diesen während der pan-afrikanischen Orogenese niedrig- bis hochgradig metamorphosierten Sedimenten, die nur

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Kapitel 3 · Die Grundzüge des geologischen Baus und der geologischen Entwicklung

geringe magmatische Anteile aufweisen. Es handelt sich um bis zu zwölf Meter dicke Erzhorizonte, die in Folgen von Sandstein, Konglomeraten, bituminösen Tonschiefern und Dolomiten eingelagert sind. Bedeutende Minen im Copperbelt sind Lonshi im Süden, Tenke Fungurume im Norden und Shinkolobwe etwas südlich davon. Weitere Fördergebiete für Kupfer liegen in Botsuana, Südafrika und Simbabwe. Obwohl sich in der DR Kongo viele multinationale Bergbauunternehmen niedergelassen haben, sind nur wenige Arbeitsplätze entstanden, nicht zuletzt auch weil qualifizierte Arbeitskräfte fehlen. Dagegen findet sowohl in der DR Kongo als auch in Sambia in großem Umfang nicht industrieller Bergbau statt. Bis zu 1 Mio. Menschen sollen im sogenannten artisanalen Kleinbergbau arbeiten. Ohne hinreichende Arbeits-, Sozial- und Umweltstandards ist dieser Kleinbergbau einerseits mit Risiken wie Kinderarbeit oder der Finanzierung von gewalttätigen Konflikten und Menschenrechtsverletzungen verbunden. Andererseits ist der kongolesische Kleinbergbau, in dem eine große Palette an Rohstoffen gewonnen wird, wichtig für die internationale Rohstoffversorgung. Ein aktuelles Beispiel ist Coltan/Tantal: Coltan ist ein natürlich vorkommendes Erzgemisch, aus dem vor allem das Schwermetall Tantal gewonnen wird, das als Technologiemetall in Smartphones und anderen modernen elektronischen Geräten zum Einsatz kommt. 30 % der weltweiten Tantal-Produktion stammen aus der DR Kongo. Dort wird der Rohstoff fast ausschließlich im Kleinbergbau gewonnen. Auch an der Kobalt-Förderung sind die kongolesischen Kleinbergleute nicht unerheblich beteiligt: Durchschnittlich 10 % des weltweit geförderten Kobalts stammten in den vergangenen Jahren aus dem Kleinbergbau der DR Kongo. Kobalt ist ein Schlüsselrohstoff für die Elektromobilität, das für die Herstellung von wieder aufladbaren Lithium-Ionen-Akkus benötigt wird. Zusammen mit der Produktion des industriellen Bergbaus im Land kam die kongolesische Kobalt-Förderung zuletzt auf einen Weltmarktanteil von mehr als 60 %. Gebunden an den Intrusionskörper des Bushveld-Komplexes sind in Transvaal (Republik Südafrika seit 1994 aufgeteilt in die Provinzen Nordwest, Limpopo, Mpumalanga und Gauteng) Platin-, Chrom-, Titan-, Nickel- und Vanadiumlagerstätten zu finden. Der flachschüsselförmige Intrusivkörper aus Granit, Syenit und platinführendem Norit ist innerhalb der Sedimente der oberen Transvaal-Formation ausgebildet und liefert rund 95 % der afrikanischen und 40 % der Platinweltproduktion. Er stammt aus dem jüngeren Präkambrium und umfasst eine Fläche von 66000 km2 auf denen auf 30000 km2 neben den genannten Lagerstätten auch Eisenerzlagerstätten zu finden sind. Die Republik Südafrika ist mit rund 20 % an der Eisenerzproduktion Afrikas beteiligt. Südafrika ist zudem weltweit führend bei der Förderung von Mangan und Chrom. Weitere Platin- und Chromvorkommen stammen aus dem Great Dyke in Simbabwe, einem paläoproterozoischen, 480 km langen, linearen Intrusionskörper. Chromerz wird auch in Sierra Leone aus serpentinisierten Duniten gewonnen. Ebenso wie die Republik Südafrika und die DR Kongo gilt auch Gabun als eine der Rohstoffkammern der Industrieländer. Dort nimmt die Niederguineaschwelle aus kristallinen Gesteinen (Gneis, Granit, Glimmerschiefer, Quarzit) des Archaikums den größten Raum ein. Darin eingebettet sind die Eisenerzlager von Mekambo sowie Gold- und Diamantlager. Die proterozoische Franceville-Supergruppe, die aus Sandsteinen, Schiefern und Quarziten besteht, bedeckt den größten

3.4 · Lagerstätten und Rohstoffvorkommen

39

Teil des mittleren und oberen Ogowe-Beckens in Gabun. Ähnliche Formationen bilden den Untergrund eines Streifens zwischen den Mayumbe-Bergen. Reiche Lagerstätten an Manganerz finden sich bei Moanda im Südosten des Landes, solche mit Uranerz bei Mounana. Die Uranproduktion wurde 1999 eingestellt (man vermutet allerdings, dass noch rund 4800 t Uran vorhanden sind). In den Guinealändern Westafrikas ist die Eisenerzförderung aus Hämatit an die stark metamorphen Gesteine des präkambrischen Sockels gebunden. In Sierra Leone bei Marampa-Lunsar wird seit 1933 Eisenerz gewonnen. In der Region Simandou im Südosten von Guinea wurde 1996 das größte bekannte, abbaubare Eisenerzvorkommen der Welt entdeckt. Es soll etwa 2,5 Mrd. t Erz enthalten und wird noch nicht ausgebeutet. Es bestehen jedoch konkrete Pläne zum kommerziellen Abbau dieses hochwertigen Erzes, das ungefähr 65 % Eisengehalt aufweist. Im angrenzenden Liberia wird seit 1951 in den Bomi Hills und aktuell am Mao River, am Mount Nimba sowie in den Bong Hills Eisenerz abgebaut. Auch in den übrigen Staaten der Guineaküste wurden Hämatitlagerstätten exploriert, die aber derzeit nicht industriell ausgebeutet werden. Ebenfalls in fast allen Guinealändern nachgewiesen wurde Bauxit als Rohstoff zur Aluminiumerzeugung. Es wird geschätzt, dass allein Guinea über etwa 50 % der globalen Bauxitreserven verfügt. Die bedeutendste Lagerstätte liegt bei Sangaredi rund 250 km nördlich von Conakry. 2020 erfolgten dort mit 86 Mio. t 23 % der Bauxitweltförderung. In erheblich geringerem Ausmaß werden Bauxitvorkommen in Ghana und Sierra Leone industriell abgebaut. Nur lokal- und regionalwirtschaftliche Bedeutung, haben Chromvorkommen aus den Kambu Hills in Sierra Leone, Zinn- und Wolframlagerstätten aus dem Jos-Plateau Nigerias und die Manganvorkommen von Grand-Lahou in Côte d’Ivoire und Nsuta in Ghana. Bedeutend(er) für die wirtschaftliche Entwicklung von Togo sind die dortigen, leicht ausbeutbaren küstennahen Phosphatlagerstätten von Anècho. An meso- und känozoische Sedimente gebundene Phosphatvorkommen bilden neben den Erdöl- und Erdgaslagerstätten der algerischen und libyschen Sahara (siehe unten) das wichtigste Bergbauprodukt Nordafrikas. Es wird vor allem in Marokko, Mauretanien, Tunesien und Algerien gefördert. Geringere Vorkommen werden auch in Westafrika in Togo und Senegal sowie in Südafrika ausgebeutet. Algerien ist mit rund 10 % Weltmarktanteil einer der führenden Quecksilberproduzenten. Allerdings spielt die Gewinnung aufgrund der starken Toxizität von Quecksilber, dessen Einsatz heutzutage weitestgehend auf den wissenschaftlichen Bereich beschränkt ist, nur noch eine untergeordnete Rolle. Steinkohlevorkommen besitzt Afrika in den Oberkarbonbecken von Béchar in Algerien und Jerada in Marokko, in oberflächennahen Schichten permokarbonischen Alters vor allem in Südafrika und Simbabwe, aber auch in Mozambique, Sambia und Tansania sowie im unteren Eozän Nigerias und im Kongobecken. Die Erdöl- und Erdgasförderung in Afrika beschränkt sich auf die nordafrikanischen Länder Algerien und Libyen und das westliche Zentralafrika (Nigeria, Tschad, Niger, Gabun, Angola). In Nordafrika liegen die Erdöl- und Erdgasvorräte in paläozoischen Schichten, insbesondere in marinen karbonen und devonischen Schiefer- und Kalksteinfolgen, die dieselben altpaläozoischen Becken ausfüllen, die sich bereits seit dem Kambrium auf dem kristallinen Sockel des westafrikanischen Kratons entwickelt haben. Im westlichen Zentralafrika reichen die Muttergesteine

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Kapitel 3 · Die Grundzüge des geologischen Baus und der geologischen Entwicklung

von der oberen Kreide bis ins Quartär, umfassen aber vor allem tertiäre Sedimente, häufig auch im Schelfbereich. In Algerien fanden die ersten produktiven Explorationsbohrungen nach Erdöl 1956 statt. Die Produktion in den saharischen Ölfeldern Ostalgeriens Edscheleh und Hassi Messaoud begann 1958. Im Jahr 2020 belief sich die Erdölproduktion auf rund 57,6 Mio. t und damit 1,4 % der Weltförderung (Rang 17). 2021 wurden die Rohölreserven Algeriens auf 1,66 Mrd. t geschätzt, das sind mehr als 10 Mrd. Barrel, was einer zusätzlichen Förderung von 27 Jahren entsprechen würde. Ergänzend zu den Rohölreserven verfügt Algerien über Erdgasreserven von 2279 Mrd. Kubikmetern. Wichtigstes Gasfeld ist Hassi R’Mel im Westlichen Großen Erg („Grand Erg Occidental“). 2021 wurden in Algerien etwas mehr als 85,1 Mrd. Kubikmeter gefördert. Das entsprach 2,2 % der Weltförderung (Rang 10). In Libyen entwickelte sich die Erdölwirtschaft ganz ähnlich. Die erste fündige Bohrung wurde 1957 im Atschan-Feld nahe der algerischen Grenze abgeteuft. Bis zum ersten Bürgerkrieg 2011 gehörte Libyen mit einer jährlichen Rohölförderung von mehr als 77 Mio. t zu den zehn größten Ölförderländern der Erde. Seit dem neuen Bürgerkrieg 2014 und den andauernden Unruhen sackte die Förderung bis 2021 auf 20,6 Mio. Jahrestonnen auf nur noch 0,4 % der Weltförderung ab, erreichte  aber 2021 wieder mehr als 59 Mio. Jahrestonnen und damit stieg Libyen von Rang 30 auf Rang 17 der führenden Erdölförderländer. In Zentralafrika wurde Erdöl erstmals 1956 im Nigerdelta Nigerias und etwas später im vorgelagerten Schelfbereich exploriert und gefördert. Erdöl wurde zum dominierenden Faktor der wirtschaftlichen Entwicklung Nigerias und ist bis heute ausschlaggebend für die Vormachtstellung des OPEC-Staates in West- und Zentralafrika. 2021 förderte Nigeria 86,9 Mio. t, das heißt 2,2 % der Weltförderung, und lag damit auf Platz 13 unter den führenden Erdölförderländern. Im Gegensatz dazu sind Vorkommen im Süden Benins, Ghanas, von Côte d’Ivoire bescheiden und werden nur teilweise ausgebeutet. Mit 6,6 Mio. t, 0,2 % der Weltförderung und damit Platz 38 der Förderländer in 2020, sind auch die Förderzahlen aus dem Süden der Republik Tschad noch überschaubar. In Gabun verdoppelte sich die Offshore-Erdölproduktion von 1970 bis 2020 auf 10,4 Mio. t. Gabun nimmt damit mit 0,2 % der Weltförderung Rang 33 der erdölproduzierenden Länder ein und ist Mitglied der OPEC. Aktuell beuten alle Staaten der Niederguineaküste die erst spät, gegen Ende der 50er-Jahre des vorigen Jahrhunderts im Schelf explorierten Erdölvorkommen aus. Mit inzwischen (2021) 15,8 Mio. t und 0,4 % der Weltproduktion (Rang 31) hat die Republik Kongo seit 2010 eine höhere Förderung als Gabun und ist seit 2018 ebenfalls Mitglied der OPEC. Auch Angola, bereits seit 2007 Mitglied der OPEC hat seine Förderung von 36,9 Mio. t im Jahr 2000 auf 64,5 Mio. t 2021 gesteigert. Es ist damit nach Nigeria und noch vor Algerien der zweitgrößte Erdölproduzent Afrikas und liegt mit 1,5 % in der weltweiten Förderstatistik auf Rang 16 (. Tab. 3.1).

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3.4 · Lagerstätten und Rohstoffvorkommen

. Tab. 3.1  Rohstoffvorkommen und Lagerstätten in Afrika (FÖ = Förderung 2021; RE = Reserven 2021). Daten aus dem Bericht des U.S. Geological Survey: Mineral Commodity Summaries von Januar 2022; Daten von 2021. a = Quelle: (2020) World Mineral Production: British Geological Survey; b = BGR – Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe (2022): BGR Energiedaten 2021; c = unveröffentlichte Schätzung der Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe (BGR). 1) verwendbares Erz, 2) Roherz, 3) Palladium, Platin, Iridium, Osmium, Rhodium, Ruthenium, 4) Nur Platin, 5) Ilmenite und Rutile zusammen, n. a.: nicht angegeben/nicht abrufbar/nicht auffindbar Bauxit

Rang 1 Guinea

[1000 Tonnen]

Förderung (FÖ): 85.000 Reserve (RE): 7.400.000

Rang 2 Sierra Leone (a)

FÖ: 1.302 RE: k. A.

Rang 3 Ghana (a)

FÖ: 1.162 RE: k. A.

Beryllium

Mosambik

FÖ: 3 RE: k.A.

Madagaskar

FÖ: 1 RE: k. A.

Uganda

FÖ: 1 RE: k. A.

Chromit

Südafrika

FÖ: 18.000 RE: 200.000

Simbabwe

FÖ: 1.272 (a) RE: 800 (c)

Madagaskar

FÖ: 12 RE: k. A.

Diamanten

D.R. Kongo

FÖ: 11 RE: 150

Botswana

FÖ: 6 RE:300

Südafrika

FÖ: 2 RE:120

Eisenerz

Südafrika

FÖ: 61.000 1) RE: 1.000.000 2)

Mauretanien

FÖ: 12.515 (a) RE: 325.000 (c)

Liberia

FÖ: 4.874 (a) RE: 1.760.000 (c)

Erdgas

Algerien (b) FÖ: 85,1

Ägypten (b)

FÖ: 62,1 RE: 2.139

Nigeria (b)

FÖ: 50,0 RE: 5.848

Erdöl

Nigeria (b)

FÖ: 86,9 RE: 5.019

Angola (b)

FÖ: 64,5 RE: 1.050

Algerien (b)

FÖ: 57,6 RE: 1.660

Gold

Ghana

FÖ: 130 Re:1.000

Südafrika

FÖ: 100 RE: 5.000

Burkina Faso

FÖ: 60 RE: k. A.

Kobalt

D. R. Kongo

FÖ: 120.000 RE: 3.500.000

Madagaskar

FÖ: 2.500 RE: 100.000

Marokko

FÖ: 2.300 RE: 13.000

Kupfer

D. R. Kongo

FÖ: 1.800 RE: 31.000

Sambia

FÖ: 830 RE: 21.000

Marokko (a)

FÖ: 34 RE: k. A.

Lithium

Simbabwe

FÖ: 1.200 RE: 220.000

Nigeria

FÖ: 130 (a) RE: 30.000 ( c)

sonst keine

Mangan

Südafrika

FÖ: 7.400 RE: 640.000

Gabun

FÖ: 3.600 RE: 61.000

Ghana

Nickel

Südafrika

FÖ: 34.908 (a) RE: 700.000 (c)

Elfenbeinküste (a)

FÖ: 18.600 RE: k. A.

Simbabwe (a) FÖ: 16.336

Platinmetalle 3) Südafrika

FÖ: 210.000 RE: 63.000.000

Simbabwe

FÖ: 28.000 RE: 1.200.000

Äthiopien 4) (a) FÖ: 2

Seltene Erden Madagaskar FÖ: 26.000

Burundi

FÖ: 3.200 RE: k. A.

k. A.

Steinkohle

Mosambik (a) FÖ: 8.041

[Tonnen]

[1000 Tonnen] (industriell) [Mio. Karat]

[1000 Tonnen] [Mrd. m³] [Mio. Tonnen] [Tonnen] [Tonnen] [1000 Tonnen] [Tonnen]

[1000 Tonnen] [Tonnen]

RE: 2.279

[Kilogramm]

RE: k.A.

[Tonnen]

Südafrika (a) FÖ: 244 091 RE: k.A.

[1000 Tonnen]

FÖ: 640 RE: 13.000 RE: k. A. RE: k.A.

k. A.

Simbabwe (a) FÖ: 2.751

RE: k. A.

RE: k. A.

Tantal

D.R. Kongo

FÖ: 700 RE: k. A.

Ruanda

FÖ: 270 RE: K. A.

Nigeria

FÖ: 260 RE: k. A.

Uran

Namibia

FÖ: 4.204 (a) RE: 279.400 (b)

Niger

FÖ: 2.991 (a) RE: 238.700 (b)

Südafrika

FÖ: 124 (a) RE: 236.600 (b)

[Tonnen] [Tonnen]

3

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Kapitel 3 · Die Grundzüge des geologischen Baus und der geologischen Entwicklung

. Tab. 3.1 (continued) Rang 1

Rang 3 sonst keine

Vanadium

Südafrika

FÖ: 9.100 RE: 3.500.000

sonst keine

Vermiculit

Südafrika

FÖ: 140 RE: 14.000

Simbabwe

FÖ: 30 RE: k. A.

Uganda

Wolfram

Ruanda

FÖ: 950 RE: K.A.

Burundi (a)

FÖ: 165 RE: k. A.

D. R. Kongo (a) FÖ: 128

Zink

Südafrika

FÖ: 160.816 (a) Eritrea RE: 8.000.000 (c)

FÖ: 121.930 (a) RE: 1.800.000 (c)

Namibia

FÖ: 62.333 (a) RE: 1.000.000 (c)

Zinn

D. R. Kongo

FÖ: 16.000 RE: 130.000

Ruanda

FÖ: 2.200 RE: k. A.

Nigeria

FÖ: 1.200 RE: k. A.

Zirkon

Südafrika

FÖ: 270 RE: 5.900

Mosambik

FÖ: 110 RE: 1.800

Senegal

FÖ: 70 RE: k. A.

[Tonnen]

3

Rang 2

[1000 Tonnen] [Tonnen] [Tonnen] [Tonnen] [Tonnen]

FÖ: 10 RE: k. A. RE: k. A.

Literatur Baumhauer, R., Kneisel, C., Möller, S., Schütt, B. & Tressel, E. (2017): Einführung in die Physische Geographie (= Geowissen kompakt). Darmstadt (Wissenschaftliche Buchgesellschaft), 352 S. Catuneau, H., Wopfner, P.G., Erikson, B.S., Rubidge, R., Smith, M.H. & Hancox, P.J. (2005): The Karoo basins of south-central Africa. Journal of African Earth Sciences 43: 211–253. Hoffmann, P.F., Kaufman, A.J., Halverson, G.P. & Schrag, D.P. (1998): Neoproterozoic Snowball Earth. Science 281: 1342–1346. Idoine, N.E., Raycraft, E.R., Shaw, R.A., Hobbs, S.F., Deady, E.A., Everett, P., Evans, E.J. & Mills, A.J. (2022): World Mineral Production 2016–20. British Geological Survey, Keyworth, Nottingham, 98 S. Key, R.M. (1992): An introduction to the crystalline basement of Africa. In: Wright, E.P. & Burgess, W.G. (Hrsg.) Geol. Soc. Spec. Publ. 66: 29–57. Klimm, E. (1985): Die Guinealänder. In: Klimm, E. (Hrsg.): Afrika 2. München (Paul List Verlag): 60– 109. Klitsch, E. (1970): Die Strukturgeschichte der Zentralsahara. Geol. Rdsch. 59: 459–527. Muwanga, A., Owor, M., Schumann, A. & Kawule, W. (Hrsg.) (2007): International Conference on the East African Rift System, Abstract Vol. 1: 1–94, Kampala, Uganda. Schmincke, H.-U. (2013): Vulkanismus. 4. Auflage. Darmstadt (Wissenschaftliche Buchgesellschaft), 264 S.

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Die Großformen des Reliefs Inhaltsverzeichnis 4.1 Zur Geomorphologie des Maghreb und des mediterranen Raums Afrikas – 55 4.2 Geomorphologie Niederafrikas – 57 4.3 Das Relief Hochafrikas – 66 4.4 Die Kapprovinz Südafrikas – 73 4.5 Die aktuelle Geomorphodynamik – 73 Literatur – 75

© Der/die Autor(en), exklusiv lizenziert an Springer-Verlag GmbH, DE, ein Teil von Springer Nature 2023 R. Baumhauer, Die Physische Geographie Afrikas, https://doi.org/10.1007/978-3-662-67404-8_4

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Kapitel 4 · Die Großformen des Reliefs

Das Relief Afrikas ist durch mittlere Höhenlagen zwischen 400 und 600 m ü. M. und zwischen 800 und 1000 m ü. M. gekennzeichnet und lässt sich dadurch in Nieder- und Hochafrika untergliedern. Der Kontinent stellt, vereinfacht ausgedrückt, ein Plateau dar, mit einem höher gelegenen Bereich im Osten und Süden und insgesamt niedrigeren Lagen im Westen und Norden. Die Landflächenanteile in den verschiedenen Höhenstufen betragen: 2000 m ü. M. 3,5 %. Die Grenzzone wird von der 1000-m-Isohypse gebildet. Sie reicht vom äthiopischen Hochland über die Westabdachung der Zentralafrikanischen Schwelle und die Nordabdachung der Lundaschwelle bis zum Hochland von Bié in Zentralangola (. Abb. 4.1).

. Abb. 4.1  Das Relief Afrikas mit Grenze zwischen Nieder- und Hochafrika

47 Die Großformen des Reliefs

80 % der Nordhälfte Afrikas liegen unter dem globalen Höhendurchschnitt der Kontinente, während sich 70 % der Südhälfte des Kontinents über dem globalen Durchschnitt befinden. Charakteristisch für das afrikanische Relief ist das Fehlen sowohl großer Falten- und Hochgebirge über 4000 m Höhe als auch ausgeprägter Tiefländer. Vielen Küstenabschnitten am Roten Meer und dem indischen Ozean sind Korallenriffe vorgelagert (. Abb. 4.2 und 4.3). Die Umrissform des afrikanischen Kontinents spiegelt die ausgeprägte Einförmigkeit eines nur gering gegliederten Küstenverlaufs wider. Die Küstenformen sind geomorphologisch kaum untersucht. Infolge junger Hebungen entlang der Randschwellen sowie der Faltengebirge (Atlas- und Kapgebirge) im Nordwesten und äußersten Süden sind größere Küstentiefländer mit einer Ausgleichsküste ausschließlich an der Ostküste von Mosambik bis Somalia sowie der Namib-Küste zu finden. Mehr als ein Fünftel der afrikanischen Küste wird von Steilküsten geprägt. Die Einförmigkeit der Küsten ebenso wie die geringe horizontale Gliederung sind das Ergebnis einer langen geologischen Entwicklung, in deren Verlauf alt angelegte Gebirgszüge eingeebnet worden sind und der Kontinentalblock seit einigen hundert Millionen Jahren keine Orogenesen mehr erlebt hat (7 Kap. 3). Unter den lang andauernden weiträumigen tektonischen Bewegungen sind von den dabei entstandenen Schwellen immer neue Gesteinsmassen abgetragen und in den Becken aufgeschüttet worden. Verwerfungen von vielen hundert Metern Sprunghöhe wurden durch Abtragungsprozesse eingeebnet und Faltungsstrukturen des Untergrundes gekappt. Bis in das mittlere Tertiär war Afrika durch eine geringe Höhenlage, wenig Relief und eine mächtige Bedeckung aus stark verwittertem Gestein gekennzeichnet, der African (Erosion) Surface. Die African Surface ist die älteste und weiträumigste Erosionsfläche des afrikanischen Kontinents. Sie ist polygenetischen Ursprungs, hat sich über einen Zeitraum von 10 bis 100 Ma entwickelt und wurde seit

. Abb. 4.2  Hypsometrische Kurve der Höhenverteilung in Afrika (und im Vergleich zu Südamerika).

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nick lknick Pro lk

hari Scchari

Atlanischer Ozean

Kongobecken Zairebecken Atlanischer Ozean

4000 m

Liberisches Schiefergeb. 2000 m

Atlantischer Ozean

2000 m

6000 m 4000 m

Mittelmeer

2000 m

4000 m

ipolitanien Trripolitanien yrte Grr.. SSyrte

4000 m

Oberguineaschwelle

Erg Erg Atlas

Aswad al Aswad ar al Har

aire Zaire

2000 m

ger Niiger ninmassiv Beeninmassiv

Niederguineaschwelle

SCHNITT 3

uchiplateau Baauchiplateau

oltabecken Voltabecken

Tibesti

Tanganjikasee Tanganjikasee

Mandaragebirge Mandaragebirge

Ahaggar

SCHNITT 1

bangi Ubangi

SCHNITT 2

ire Zaaire

. Abb. 4.3  Höhenquerschnitte durch Afrika (verändert nach Manshard 1981).

arfurschwelle DDarfurschwelle

Kasai Kasai

nsibar Saansibar assaisteppe Massaisteppe M Zentralplateau

Zentralafrikanische Schwelle

Darfurschwelle

aba Shhaba

Indischer Ozean südl. Somalibecken

Nordäquatorialschwelle

eißer NNilil weißer w

SCHNITT 4

chw. entralafrikanische SSchw. ZZentralafrikanische

rotseland Baarotseland

1000 km

Hochland von Abessinien

chwelle stafrikanische SSchwelle OOstafrikanische iktoriasee VViktoriasee

ambesi SSambesi

Golf von Aden nd onakiltie aand DDonakiltie

ilimandscharo KKilimandscharo

Tschadbecken Tschadbecken

Kalaharibecken

ohannesburg JJohannesburg Transvaalhochland mpopo Liimpopo

Indischer Ozean

Indischer Ozean

sutoBaasutoochland hochland

Südäquatorialschwelle

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Kapitel 4 · Die Großformen des Reliefs

Nordäquatorialschwelle Kongobecken Zairebecken

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49 Die Großformen des Reliefs

. Abb. 4.3 (Fortsetzung)

dem Oligozän durch Hebungsbewegungen im Zusammenhang mit der Aktivierung der Afar-, Karoo-, und Walvis (Super-)Plumes (vgl. auch . Abb. 3.8) in Schwellenbereiche und Sedimentbecken gegliedert. Die Anordnung dieser Becken und Schwellen bestimmt ganz wesentlich die aktuelle Großgliederung des Reliefs Afrikas. Mit der Aufwölbung der Schwellen und mit der jüngeren Hebung großer Teile des Kontinentalblocks, die vor allem das heutige Hochafrika betraf, wurden neue Großformen und Abtragungsbedingungen geschaffen. Aktuell ist die Sedimentbedeckung, auch von den Schwellenbereichen, weitgehend abgetragen und nur noch dort vorhanden, wo sie durch teilweise mächtige Petroplinthit- (nach WRB, früher: Laterit; engl. „iron pan“) oder Bauxitauflagen vor der Abtragung geschützt wurden. Die Schwellen, die eine durchschnittliche Höhe von 1500 ± 500 m über dem Meeresspiegel haben, sind stets dort am höchsten, wo sie durch vulkanische Flutbasalte überdeckt wurden, so in Ostafrika und im zentralen Westafrika. Die äthiopi-

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Kapitel 4 · Die Großformen des Reliefs

sche Schwelle steigt steil vom Meeresniveau auf 2000–2400 m ü. M. an und ist Bestandteil der Ostafrikanischen Schwelle, die sich durch Kenia (3000–4000 m ü. M.) mit einigen Unterbrechungen bis nach Südafrika fortsetzt. Der Ostafrikanische Grabenbruch hat diese Schwelle unterbrochen und dadurch eine einzigartige Bruchschollenlandschaft aus Horst- und Grabenstrukturen geschaffen, die an eine starke vulkanische Tätigkeit mit der Entstehung vulkanischer Massive und ausgedehnter Deckenergüsse geknüpft ist. Weitere Beispiele für Vulkanismus in Schwellenregionen sind der Kilimandscharo und der Mt. Kenia, aber auch das Hoggar-Gebirge sowie das Tibesti- und Darfur-Gebirge. Aufgrund starker Abtragung bilden einige Schwellen keine topographisch sichtbare Schwellen aus, so ist zum Beispiel die Senegal-Schwelle im Relief kaum zu erkennen. Im südlichen Afrika trennt die hufeisenförmige, mehr als 1000 m hohe und 5000 km lange Große Randstufe bzw. -schwelle die schmale Küstenebene von einem im Vergleich zu anderen Kontinenten ungewöhnlich hochgelegenen Binnenplateau. Die Große Randstufe ist zugleich auch die Begrenzung der African (Erosion) Surface, in der fast alle geologischen Folgen des südlichen Afrika vertreten sind. Die Große Randstufe beginnt in Nordwest-Angola, durchquert Namibia und Südafrika, Lesotho sowie das Königreich Eswatini und reicht bis nach Ost-Simbabwe und Mosambik. Im südlichen Angola beläuft sich die Höhe der Stufe auf etwa 2600 m und die Drakensberge in KwaZulu-Natal kulminieren bis 3400 m ü. M.. Teilweise ist die Randschwelle jedoch auch stark zertalt oder, wie in Zentral-Namibia sogar vollständig aufgelöst. Die Stufe hat sich an den Schwellenflanken nach dem Auseinanderbrechen von Gondwana im späten Jura und in der frühen Kreide innerhalb der letzten 30 Ma gebildet und ist mit typischen Formen an passiven Kontinentalrändern zu vergleichen. Sie stellt also ein passives, erodiertes Residuum einer Kontinentalgrenze dar, die sich von ihrer ursprünglichen Position zurückgezogen hat, und liefert damit auch eine Erklärung für den relativ küstenparallelen Verlauf der großen Randstufe in 50–200 km Entfernung zur Küste. Ihre Geomorphogenese ist sehr komplex und obwohl es Unterschiede zwischen der westlichen, trockeneren und östlichen, feuchteren Seite gibt, wird die Große Randstufe als eine geomorphologische Einheit betrachtet. Neben den Schwellen sind vor allem große Becken, die von den höher gelegenen Schwellen umschlossen werden, für Afrika typisch. Die wichtigsten sind das Sudan- (Weiß-Nil-)Becken, Kongobecken, Tschad-, El-Djouf- (Westsahara- oder Niger-) und das Kalahari-Becken. Das Niger-Becken und das Kongobecken besitzen große exorheische Flusssysteme (Niger und Kongo), das Tschad-Becken entwässert endorheisch. Die Sedimentbedeckung ist sowohl in den drei großen intrakontinentalen Becken, dem Kalahari- und Tschad-Becken sowie dem Kongobecken, als auch in den vielen kleineren Becken des afrikanischen Kontinents relativ gering. Seit die Hebung der Schwellenbereiche im Jura eingesetzt und sich im Oligozän und Miozän verstärkt fortgesetzt hat, wurden nicht-marine Sedimente äolischer, limnischer, fluvialer und kolluvialer Herkunft in den Becken abgelagert. Im Tschad-Becken sind maximal 1000 m sedimentären Gesteins jüngeren Alters als 30 Ma vorhanden. Sie überlagern die African Surface. Im Kalahari-Becken überdeckt die Kalahari-Gruppe die African Surface, die meist geringmächtiger als 100 m ist und eine maximale Mächtigkeit von 400 m erreicht (. Abb. 4.4). Das Kalahari-Becken ist das größte Becken Hochafrikas. Sein tiefster Punkt liegt in der Makgadikgadi-Salzpfanne in Botsuana in rund 900 m Höhe. Die umgeben-

51 Die Großformen des Reliefs

. Abb. 4.4  Die geologischen Becken und Schwellen Afrikas.

den Randschwellen des südlichen Afrika haben Höhen von 2000–2500 m und steigen in den Drakensbergen auf fast 3500 m an. Nach Norden geht die Süd-(ost)afrikanische Randschwelle in die Njassa-Schwelle über, die sich in die Zentral- und die

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Kapitel 4 · Die Großformen des Reliefs

Ostafrikanische Schwelle gabelt. Beide umfassen das Unjamwesi-Becken mit dem Victoriasee, dessen Wasserspiegel bei 1134 m ü. M. liegt. Während er nur eine mittlere Tiefe von 40 m und eine maximale Tiefe von 85 m erreicht, sind die Seen in den benachbarten Grabensenken erheblich tiefer. So hat der Tanganjikasee eine maximale Tiefe von 1435 m. Die Rudolfsenke trennt das Äthiopische Hochland von der Ostafrikanischen Schwelle. Das Hochland ist mit ausgedehnten Hochebenen in 2000 m Höhe und Gipfelfluren, die 4000 m übersteigen, die großräumigste Massenerhebung des afrikanischen Kontinents. Die geomorphologische Gliederung Niederafrikas ist weniger eindeutig, weil die Schwellen kaum geschlossene Züge bilden und sich in sehr flachem Anstieg über die Becken erheben. Am deutlichsten zeichnet sich das Kongobecken ab, das 300–500 m hoch liegt. Seine Umrahmung erreicht nur im Übergang zu Hochafrika, der Zentralafrikanischen Schwelle, und im Kamerunhochland, dem nördlichen Abschnitt der Niederguineaschwelle, Höhen über 2000 m. Die Lunda-Schwelle im Süden und die Asandeschwelle im Norden, die auch als Nordäquatorial-Schwelle bezeichnet wird, sind besonders flach. Zum Sudan gehören das (Weiß-)Obernil- und das Tschad-Becken – beide getrennt durch die Darfur-Schwelle – und das Niger-Becken. Den Westsudan begrenzt im Süden die Oberguineaschwelle, die nur in einzelnen Erhebungen Höhen bis 1500 m erreicht. Die Sahara wird durch die mit den Massiven von Hoggar und Tibesti besetzte Mittelsaharische Schwelle diagonal zerlegt. Einen relativ geschlossenen Raum bildet nur das Qued Irharrhar („Igharghar-Becken“) mit dem Großen Östlichen Erg, während das Libysche Becken und die westliche Sahara durch kleinere Schwellen in Teilbecken untergliedert werden. Die Sedimente auf der African Surface haben in der Regel Mächtigkeiten unter 100 m. Ausnahmen bilden nur die Kontinentalränder. Durch Abtragungsvorgänge in Mio- und Pliozän sind im Anschluss an die oligozänen Hebungsvorgänge zwei Post-African Surfaces entstanden, die vor allem in den Schwellengebieten zu beobachten sind. Dort, wo Granite anstehen, sind durch die Hebung und anschließende Abtragung Inselberglandschaften entstanden. Der typische Formenkomplex auf dem Grundgebirge ist durch ein Flächen-Treppen-Inselberg-Relief gekennzeichnet. Am Übergang zu den nächstgelegenen niedrigeren Rumpfflächen sind oft deutlich ausgeprägt Stufen vorhanden, die mehrere Hundert Meter Höhe erreichen können. Aufgrund seines schmalen Schelfbereichs hat der afrikanische Kontinent nur wenige Inseln. Die Inseln im Atlantik haben einen altkristallinen Sockel, der auf die genetischen Gemeinsamkeiten mit dem Kontinent deutet, und eine jungvulkanische Oberfläche. Die Inseln des Indischen Ozeans sind entweder ebenfalls Vulkaninseln, wie die Komoren und Maskarenen, oder granitische Aufragungen untermeerischer Rücken, die zum Teil mit Korallenbauten besetzt sind. Beispiele sind die Seychellen oder auch Sokotra als Ausläufer der Somali-Halbinsel. Die Inseln Lamu, Sansibar, Pemba und Mafia Island vor der ostafrikanischen Küste besitzen einen Kern aus Korallenkalken und eine jungpliozäne oder quartäre Sedimentdecke. Madagaskar ist zusammen mit Indien vor rund 150 Ma vom afrikanischen Kontinent und erst in spätmesozoischer Zeit vor rund 90 Ma von Indien getrennt worden. Sein Ostteil ist ein Bruchschollenbergland aus Graniten und Gneisen, das von jungvulkanischen Erhebungen überragt wird, unter denen das Tsaratanana- mit 2876 m und das An-

53 Die Großformen des Reliefs

karatra-Massiv mit 2643 m die höchsten Erhebungen bilden. Das Relief des schmalen Westteils der Insel wird durch ein ausgeprägtes Schichtstufenland aus mesound känozoischen Kalk- und Sandsteinen gebildet. Exkurs: Rumpfflächen, Rumpfstufen, Rumpftreppen und Inselberge

Charakteristisches geomorphographisches Kennzeichen von Rumpfflächen, die im englischen als Peneplain bezeichnet werden, sind das geringe Relief, die großräumige Ausbreitung und dass ihre Oberflächenform weder von Gesteinsunterschieden noch von geologischen Strukturen beeinflusst wird. Vielmehr kappen Rumpfflächen unterschiedliche geologische Strukturen und Gesteine und bilden dadurch weiträumige Abtragungsflächen. Die Ausbildung der Rumpfflächen in Afrika auf den Kratonen oder Schilden deutet darauf hin, dass ihnen für die Abtragung, also ihre Bildung eine sehr lange Zeit mit tektonischer Ruhe zur Verfügung stand. Werden Teile von Rumpfflächen aufgrund von tektonischen Bewegungen gehoben, kann sich eine Rumpftreppe mit dazwischenliegenden Rumpfstufen (englisch: „scarps“, französisch: „falaises“) bilden. Ahnert (2009) beschreibt dazu beispielhaft in Kenia das in drei Stufen ansteigende Land vom Indischen Ozean zum Hochland um Nairobi. Die drei denudativ entstandenen Flächen in 500 m ü. M., 1000 m ü. M. und 1500 m ü. M. stellen Rumpfflächen dar, die mit den dazwischenliegenden, die Flächen trennenden Rumpfstufen eine Rumpftreppe bilden. Genetisch sind die drei Rumpfflächen wohl durch phasenweise tektonische Hebungsprozesse entstanden, zwischen denen sehr langandauernde tektonische Ruhephasen die großräumige flächenhafte Abtragung ermöglichte. Als Inselberge (englisch: „bornhardts“ nach dem Geologen Wilhelm

Bornhardt, als Mesoform auch „tor“) werden kleine, isolierte, steile Berge bezeichnet, die sich deutlich von den umgebenden Ebenen absetzen und bevorzugt aus verwitterungsbeständigen präkambrischen Graniten, Gneisen und/oder Migmatiten bestehen. Inselberge erreichen Durchmesser von 10 m bis zu mehreren Hundert Metern und Höhen von 1–2 m (Schildinselberge) bis zu einigen Hundert Metern. Sie entstehen durch selbstverstärkende Prozesse bei tiefgründiger Verwitterung und Abtragung von exhumiertem anstehendem Festgestein sowie dessen Umgebung unter perhumiden Bedingungen als Produkt langanhaltender tiefgründiger Verwitterung des umgebenden Materials, der Saprolitisierung, Hangerosion und dem Einschneiden von Flüssen. In der Regel gehen sie mit einem markanten Handknick in die sanfter geneigte, zumeist umlaufende Fläche über, die als „Pediment“ oder „Fußfläche“ bezeichnet wird. Über die Entstehung dieser Pedimente gibt es unterschiedliche Auffassungen, weswegen hier der Begriff eher deskriptiv verwendet wird. Am eindrucksvollsten ausgeprägt und entwickelt sind Inselberge in den feuchteren Savannenbereichen. Zu unterscheiden sind zonale Inselberge, gebunden an eine Rumpfstufe (bspw. im Verlauf der Großen Randstufe) Südafrikas und azonale Inselberge durch die Auflösung einer Wasserscheide (. Abb. 4.5b). Härtlingsinselberge entstehen durch die Exhumierung von Intrusionen morphologisch widerständigeren Gesteins (. Abb. 4.5a und 4.6).

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Kapitel 4 · Die Großformen des Reliefs

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. Abb. 4.5  Entwicklung von Inselbergen nach Bremer und Sander 2000, S. 12. Inselberge entstehen aus einer Decke tiefer und intensiver Verwitterung. Die ersten Stadien einer ungleichmäßigen Verwitterungsfront können auf das Gefüge des Gesteins zurückzuführen sein, zum Beispiel auf die Struktur, die Lage eines sich später entwickelnden Steilhangs oder einer Kluft (a). Sobald die Bodenwasserbewegung umgeleitet wird, findet ein Rückkopplungsprozess statt. Wenn die Verwitterungsdecke weniger gleichmäßig ist (b), können Blöcke vom Zerfall ausgespart werden und den Inselberg nach der Freilegung bedecken. Dies kann auf ein eher semihumides Klima, eine schnellere Verwitterung oder eine besondere Lithologie zurückzuführen sein. Bei sonst gleichen Faktoren ist das Klima die entscheidende Komponente. Da das Wasser auch vertikal durch Klüfte im Granit oder Migmatit eindringen kann, bilden sich in diesen Gesteinen besonders leicht Inselberge, oft mit wulstigen konvexen Hängen.

. Abb. 4.6  Granitrumpffläche und Schildinselberge, Nord-Nigeria. (Foto: D. Busche)

4.1 · Zur Geomorphologie des Maghreb und des mediterranen Raums Afrikas

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4.1  Zur Geomorphologie des Maghreb und des mediterranen

Raums Afrikas

Die Maghrebländer Nordafrikas (Marokko, Algerien, Tunesien) werden durch das SW-NE-ausgerichtete und 220–250 km breite Atlasgebirge dominiert, das als selbstständige geomorphologische Großeinheit des afrikanischen Reliefs in sich stark gegliedert ist. Ein nördlicher Gebirgszug, aus Rif und Tellatlas bestehend, und ein südlicher mit Hohem Atlas und Sahara-Atlas bilden das äußere Gerüst. Den zentralen Abschnitt nimmt ein intramontanes Plateau ein, das als marokkanische Meseta und als Hochland der Schotts bezeichnet wird. Beide werden durch den Mittleren Atlas getrennt. Im östlichen Teil, der tunesischen Dorsale, geht der Hochgebirgscharakter in ein Mittelgebirgsrelief über. Die rund 2100 km lange südliche Begrenzung zur Sahara wird durch das südlich des Antiatlas verlaufende und zum Atlantik entwässernde Wadi Draa markiert. Im Nordwesten nähert sich das Rifgebirge an der Straße von Gibraltar bis auf 14 km der Iberischen Halbinsel (. Abb. 4.7). Am Aufbau der Gebirgsketten sind paläozoische Massen, junge Deckschichten des Meso- und Neozoikums und vulkanische Massive in ihrem typischen hochkomplexen Aufbau alpidischer Gebirge beteiligt. An Abschnitte mit ausgeprägtem Hochgebirgsrelief schließen sich andere mit Hochflächen an. Die Bildung der Atlasketten erfolgte in mehreren Phasen bei der Kollision der afrikanischen mit der eurasischen Platte. Analog zur Auffaltung der Alpen, der Pyrenäen und der Betischen Kordillere auf der Iberischen Halbinsel wurden seit der Kreidezeit marine Sedimente aus dem Tethys-Meer zusammengedrückt, gefaltet und gehoben. Ein Prozess, der durch das weitere Vorrücken der afrikanischen gegen die eurasische Platte auch aktuell erfolgt und immer wieder zu Erdbeben führt, beispielsweise im September 2023 mit der Stärke 6,8 im Hohen Atlas Marokkos mit nahezu 3000 Toten oder 1980 mit der Stärke 7,5 bei El Asnam, 150 km südwestlich von Algier mit mehr als 3000 Toten. Der marokkanische Antiatlas und Teile des Sahara-Atlas sind älter und während der variszischen Orogenese im jüngeren Paläozoikum entstanden. Zwischen ihren gefalteten Ketten befinden sich zudem isolierte Reste des alten kristallinen Sockels.

. Abb. 4.7  Antiatlas-Gebirge mit Wadi Draa auf der Höhe von Ouarzazate, Südmarokko. (Foto: M. Lange) [Mauritius Bildnummer 08873139]

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Kapitel 4 · Die Großformen des Reliefs

Die größten Höhen erreicht der Hohe Atlas mit 4165 m ü. M. im Jebel Toubkal in Marokko. Das Hochland der Schotts ist als flachwellige Rumpffläche ausgebildet, die durch Bruch- und Flexurstufen sowie durch niedrige Sichtkämme in eine Reihe abflussloser Becken gegliedert wird, in welchen sich Sedimente pleistozäner und frühholozäner Seen erhalten haben. Solche Flexuren entstehen durch Verbiegung und gegenläufige Verschiebung zweier (dann plastischer) Gesteinspakete ohne Brüche. Die marokkanische Meseta bildet eine zertalte Hochebene aus jüngeren Sedimentgesteinen. Sie fällt zu der aus tertiären Sedimenten aufgebauten atlantischen Küstenebene ab, die durch 100–600 m hohe Klippen, flache Terrassen und an Stränden durch bis zu 80 m hohe Dünen gekennzeichnet ist. Weiter südlich bis zum Senegaldelta schließt sich eine flache, saharisch beeinflusste Ausgleichsküste an. Der rund 1700 km lange mediterrane Küstenabschnitt der maghrebinischen Atlasländer reicht von Nord-Tunesien über Algerien bis nach Ost-Marokko und ist als Gebirgslängsküste, also als Steilküste ausgebildet. Infolge der alpidischen Tektonik weist die Küste Kliffs auf, die immer wieder durch kleine Buchten unterbrochen werden, während an der tunesischen Ostküste am Golf von Hammamet und am Golf von Gabès subrezent aufgeschüttete breite Küstenebenen vorherrschen. Die Küstenebenen setzen sich nach Osten über die Dschifara, dem wichtigsten landwirtschaftlichen Gunstgebiet Libyens, und die die gesamte östliche Landeshälfte Libyens umfassende Cyrenaika fort. Im Nordwesten Libyens, der früheren Großprovinz Tripolitanien, endet die Küstenebene im Süden am Abbruch des 728 m hohen Jebel Nefusa, einer für die Geologie der östlichen Mediterranländer Afrikas typischen, aus spätmesozoischem Nubischem Sandstein und tertiären Kalken gebildeten Schichtstufe. Das Küstentiefland der Großen Syrte reicht dagegen weiter nach Süden. In der Cyrenaika und Marmarica Libyens bilden die mit gestuftem Abhang zur Küste abfallenden Erhebungen des Jebel Al-Achdar und Jebel Al-Akaba die Nordflanke einer asymmetrischen flachen Aufwölbung der Kalkschichten, die nach Süden in die breite Senke der nordlibyschen Oasenzone mit der Qattara-Senke (−133 m) übergeht. Im westlichen Randgebiet, dem Hinterland der Großen Syrte, erhebt sich das ausgedehnte Vulkangebiet von Harudsch Al-Aswad mit Lavakuppen, -kegeln und -decken. In Ägypten, das im nordöstlichsten Teil des wenig gegliederten libyschen Beckens liegt, dominieren im westlichen, an Libyen grenzenden Teil im Norden tertiäre Kalksteinschichttafeln und -schichtstufen. Sie sind im Süden ebenfalls aus Nubischem Sandstein aufgebaut. Diese Kalk- und Sandsteinschichtstufen und -schichttafeln der Libyschen Wüste greifen mit leichtem Anstieg über das Niltal nach Osten über. Infolge leichter Verbiegungen und Bruchstörungen sind dort zahlreiche Stufen entstanden. Der Atbai, ein Bruchschollengebirge aus kristallinen Schiefern, alten Eruptiv- und Intrusivmassen, ist heute stark zertalt und die von ihm abkommenden Gewässer haben die Plateaus des westlichen Vorlandes zu einem stark reliefierten Bergland zerschnitten. Er geht nach Süden in die im kristallinen Sockel ausgebildeten Rumpfflächen des eritreischen Berglands über. Mit der im Grundgebirge ausgebildeten nubischen Kataraktstrecke beginnt das Stromtal des Nils etwas nördlich von Khartum (376 m ü. M.). Auch der zweite Katarakt, heute im Nasser-Stausee bei Wadi Halfa, und der erste Katarakt bei Assuan sind durch kristalline Grundgebirgsriegel verursacht. Das Tal selbst ist in den Nubischen Sandstein eingetieft. Fluviatile Schotter im Bereich der Taloberhänge, der Talschultern und einige abzweigende Trockentäler deuten auf Laufveränderun-

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4.2 · Geomorphologie Niederafrikas

gen des Nils hin. Das Niltal selbst ist durchschnittlich 11 km breit, die schmalste Stelle im Abschnitt der nubischen Kataraktstrecke des Jebel as-Silsila 60 km nördlich von Assuan misst nur 350 m. An der breitesten Stelle bei Beni Suef südlich von Kairo trennt eine niedrige Schwelle aus Eozänkalken das hier 23 km breite Niltal vom Becken von El-Faijum im Westen. Der als komplexes Bogendelta ausgebildete Mündungsbereich des Nil ist die dominierende Form an der ägyptischen Küste und nimmt einen mehr als 280 km breiten Küstenstreifen ein. Das Delta umfasst eine Fläche von rund 26000 km2 und ist die am dichtesten besiedelte Region Afrikas. Westlich vom Nildelta schließt sich zunächst eine Steilküste mit Kliffs und schmalen Terrassen an und anschließend bis Süd-Tunesien eine rund 3000 km lange flache Ausgleichsküste, die durch wenig gestörte känozoische Sedimente und kleine Klippen, Strandwälle, Lagunen und Dünen geprägt ist. Exkurs: Katarakt und Delta

Katarakt bezeichnet in seiner ursprünglich griechischen Bedeutung einen Wasserfall oder durch Felsriegel gebildete Stromschnellen mit deutlichen Knicks im Längsprofil des Flusses. Die Katarakte des Nils bezeichnen flache zerklüftete Strecken im Nil zwischen Assuan in Ägypten und Khartum im Sudan, an denen die Wasseroberfläche durch Granitbarrieren im Flussbett durchbrochen wird. Es gibt sechs Katarakte, von denen der erste im heutigen Ägypten liegt und die restlichen fünf im Sudan. In früheren Jahrhunderten bildeten diese sechs Bereiche des Nils

die natürlichen Grenzen zwischen verschiedenen Königreichen. Deltas sind verzweigte Flussmündungen in das Meer oder einen See. Das Nildelta ist ein charakteristisches Bogendelta, die am vollkommensten entwickelte Gleichgewichtsform großer Deltas, die immer dann entsteht, wenn einzelne Deltaarme so weit in das Meer vorgestoßen sind, dass die Meeresströmungen kein weiteres Wachstum mehr zulassen, sondern die durch den Fluss, hier des Nils, antransportierten Sedimente seitwärts versetzt abgelagert werden.

Die Atlantikküste ist in Marokko durch 100–600 m hohe Klippen, flache Terrassen und an Stränden durch bis zu 80 m hohe Dünen gekennzeichnet. Weiter südlich bis zum Senegaldelta schließt sich eine flache, saharisch beeinflusste Ausgleichsküste an. Südlich des Senegaldeltas bestehen die dominierenden Steilküsten am Atlantik aus präkambrischen und paläozoischen Sedimenten, die sich mit wenigen von Mangroven gesäumten Flachküstenabschnitten abwechseln. 4.2  Geomorphologie Niederafrikas

Die Sahara, die sich vom Atlantik bis zum Roten Meer über 5500 km erstreckt und deren Nord-Süd-Ausdehnung rund 1500 km beträgt, bedeckt etwa ein Viertel der afrikanischen Landoberfläche und weite Teile Niederafrikas. Das Relief der Sahara mit den hohen vulkanischen Gebirgen des Tibesti (Emi Koussi, 3415 m) und

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Kapitel 4 · Die Großformen des Reliefs

­ oggar (Tahat, 2918 m) und der unter dem Meeresspiegel liegenden Qatarra-Senke H (−133 m) wird einerseits durch Plateaus mit teils stark ausgeprägten Schichtstufen mit den anschließenden Tiefebenen der Tafelländer, andererseits durch von Rumpfflächen geschnittene Härtlinge des kristallinen Sockels geprägt. Die Oberfläche der Plateaus besteht entweder aus unbedecktem anstehenden Gestein mit Grobblöcken (Hammada) oder aus Kies (Serir/Reg). Zwischen den Plateaus befinden sich Becken, die oftmals durch weiträumige Sandseen bedeckt sind. Sie werden auch Ergs oder Edeyen genannt und bedecken etwa 28 % der Fläche der Sahara. Ein großer Teil der Dünengebiete, insbesondere am Südrand der Sahara, ist vorzeitlicher Entstehung und aktuell immobil (siehe 7 Kap. 9). Wadis oder Ennedis (Trockentäler) sind als Elemente der fluvialen Formung wichtige Bestandteile des Wüstenreliefs. Die episodisch in den Trockentälern abkommenden Fluten sammeln sich in endorheischen, häufig als Salztonebenen oder Salzsümpfen, Sebhkas oder Schotts ausgebildeten Endbecken. Geologisch-tektonisch lässt sich die Sahara nur nach Norden abgrenzen. Zwischen der südlichen Sahara und dem Sahel ist keine eindeutige geologische Grenze zu erkennen. Im Norden wird die von Gabès in Tunesien, dem Südrand des Atlas-Gebirges entlang bis nach Agadir an der marokkanischen Atlantikküste verlaufende Bruch- und Verwerfungslinie als nördliche Begrenzung der Sahara betrachtet. Besonders eindrucksvoll in Gestalt von Steilabfällen ist diese „Sahara-Linie“ südlich des algerischen Aurès-Gebirges und an den südlichen Abhängen des Hohen Atlas in Marokko ausgebildet. Geologisch-geomorphologisch kann die Sahara in einen westlichen, einen zentralen und einen östlichen Teilabschnitt unterteilt werden. In der Westsahara wird die Westsaharische Schwelle von der Rumpffläche von Karet-Yetti geprägt, an die sich die weiten Schichttafel- und Schichtstufenländer der Mulden von Tindouf und Taoudenni anschließen. Sie tauchen im Südosten unter die limnischen und äolischen Bildungen des Beckens von El-Djouf und im Nordosten unter die des Beckens von Ouahila ab. Im Westen reichen tertiäre Sandsteinund Kalktafeln bis an die Küste. Die nördliche Grenze der Sahara gegen den Antiatlas bildet das monoklinale Längstal des Wadi Draa im Süden Marokkos, begleitet von den Kämmen des Jebel Ouarksis und des Jebel Bani. Der Antiatlas ist ebenso wie die Quarzitkämme des Ugartabogens aus einer gehobenen Rumpffläche hervorgegangen. Die zentrale Sahara wird von den Gebirgen des Hoggar und des Tibesti beherrscht. 3Das ausgedehnte Hoggar-Gebirge ist eine durch Brüche stark zerstückelte Aufwölbung des kristallinen Grundgebirges, die mit jungen Vulkanen besetzt ist. Einzelne Schollen sind besonders stark gehoben, darunter das Atakor-Massiv (2500 m). Granitische und quarzitische Härtlingsberge überragen die randliche Rumpftreppe. Die größten Höhen erreichen die Vulkanruinen des Ilamane (2760 m) und die Basalttafel des Mont Tahat (2918 m). Die das Hoggar-Gebirge umgebenden paläozoischen Sedimentgesteine bilden einen Kranz von Schichtstufen (die Tassili) und Plateaus. Zwischen ihnen sind in den Ausräumungssenken Schwemmsand und Salztonebenen entstanden. Ein südwestlicher Ausläufer des Hoggar-Gebirges ist der Adrar des Iforas und das südlich gelegene Aïr-Gebirge. Bei beiden handelt es sich ebenfalls um flache Aufwölbungen des Grundgebirges mit kristallinen Rumpfflächen und Inselbergen, der Adrar des Iforas ist aber im Unterschied zum Aïr-Gebirge ohne jungen Vulkanismus. Nach Osten geht die Grundgebirgsschwelle in das Tibesti über, das ebenfalls ein Bruchschollengebirge ist, jedoch weitgehend

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aus Sandstein besteht. Junger Vulkanismus hat mächtige Decken und Kegel geschaffen, darunter den Emi Koussi. Er ist mit 3415 m der höchste Berg der Sahara (. Abb. 4.8 und 4.9). Nordöstlich vom Tibesti-Gebirge dehnt sich das Libysche Becken als größter, wenig gegliederter Teilraum der Ostsahara aus. Der spätmesozoische Nubische Sandstein und tertiäre Kalke bilden Schichtstufen und Schichttafeln wie die von Gilf Al Kabir (1083 m ü. M.) in Südwest-Ägypten und dem Massiv des Jebel Uwainat. Im westlichen Randgebiet, im Hinterland der Großen Syrte, erhebt sich das ausgedehnte Vulkangebiet von Harudsch Al Aswad mit Lavakuppen, -kegeln und -decken. Zur Küstenebene der Kleinen Syrte am Golf von Gabès endet die Schichttafel mit der Schichtstufe des Tripolitanischen Dschabal. Das Küstentiefland der Großen Syrte reicht dagegen weiter nach Süden. In der Cyrenaika und Marmarica sind die mit gestuftem Abhang zur Küste abfallenden Erhebungen des Jebel Al Achdar und Jebel Al Akaba die Nordflanke einer asymmetrischen flachen Aufwölbung der Kalkschichten, die nach Süden in die breite Senke der nordlibyschen Oasenzone mit der Qattara-Senke (−133 m) übergeht (. Abb. 4.10). Die Kalk- und Sandsteinschichtstufen und -schichttafeln der Libyschen Wüste greifen mit leichtem Anstieg über das Niltal nach Osten über. Infolge leichter Verbiegungen und Bruchstörungen sind zahlreiche Stufen entstanden. Der Atbai, ein Bruchschollengebirge aus kristallinen Schiefern, alten Eruptiv- und Intrusivmassen, ist stark zertalt und die von ihm abkommenden Gewässer haben die Plateaus des

. Abb. 4.8  Die Schichtstufenlandschaft in der Umrahmung des Murzuk-Beckens, zentrale Sahara (Aufnahme NASA, Gemini-Mission 5, 1965).

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. Abb. 4.9  Ostrand des Aïr-Gebirges bei Adrar Chiriet, Nordniger (Foto: R. Baumhauer).

. Abb. 4.10  Die spätkretazische Schichtstufe von Bilma in der südlichen zentralen Sahara, Nordost-Niger (Foto: R. Baumhauer).

4.2 · Geomorphologie Niederafrikas

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westlichen Vorlandes zu einem Bergland zerschnitten. Er geht nach Süden in die im kristallinen Sockel ausgebildeten Rumpfflächen des eritreischen Berglands über. Westafrika und damit Sahel, Sudanzone und Guineaküste sind Teil von Niederafrika. Sie sind in drei große geologische Becken gegliedert, die von geologischen Schwellen/Aufwölbungen voneinander getrennt sind. Von Ost nach West sind das die durch die Darfur-Schwelle getrennten Ober- (oder Weiß-)Nil- und das Tschad-Becken sowie das Niger-Becken als Bestandteile des präkambrischen Sockels Afrikas. Die charakteristisch breiten und mehrere 100 m gehobenen Schwellenbereiche sind die prägenden geomorphologischen Großformen Niederafrikas. Weil die Schwellen kaum geschlossene Züge bilden und sich in sehr flachem Anstieg über die Becken erheben ist die geomorphologische Gliederung Niederafrikas jedoch weniger eindeutig als diejenige im restlichen Afrika. Nach Süden werden die Becken durch die Oberguineaschwelle begrenzt, die nur in einzelnen Erhebungen Höhen bis 1500 m erreicht (siehe . Abb. 4.4). Der präkambrische Sockel besteht überwiegend aus Graniten, Gneisen und Schiefern, die im Bereich der Schwellen Inselberge bilden. In dem kristallinen Sockel auflagernden präkambrischen und paläozoischen Sandsteinen haben sich typische Schichtstufen- und Schichttafellandschaften ausgebildet. Aktive Sand- und Dünengebiete sind in den nördlichen Teilen der Sahelländer ebenso weit verbreitet, wie die im südlichen Sahel aktuell durch Vegetation festgelegten (Alt-)Dünen wie die Sandsee von El-Djouf in Mauretanien oder der Große Erg von Bilma in Niger. Sie waren im letzten Hochglazial vor 18000–20000 Jahren aktiv, zum Beispiel nördlich von Bamako in Mali und Ouagadougou in Burkina Faso oder in Südniger von Maradi über Zinder bis zum Tschadsee, und sind bis heute bevorzugte Weidegebiete für die Viehherden der nomadisierenden Fulbe (Fula, franz. Peul). In niederschlagsreicheren Jahren wird im südlichen Sahel auf den Altdünen auch Hirse angebaut, was gerade in den letzten Jahrzehnten durch den zunehmenden Nutzungsdruck infolge des rasanten Bevölkerungswachstums immer wieder zu teilweise gewalttätigen Konflikten zwischen den sesshaften Ackerbauern und den nomadisierenden Rinderhirten geführt hat (siehe 7 Kap. 7). Das Tiefland von Senegal und Gambia bis zum mittleren Niger ist in weiten Teilen ein über paläozoischen Sandsteinen, Schiefern und Kalken gebildetes Schichtstufen und Schichttafelland mit einer durchschnittlichen Meereshöhe unter 200 m. Nur im äußersten Südosten, im Nationalpark von Niokolo-Koba und im Bassariland ragen die Ausläufer des Fouta Djallon als Härtlingsmassiv des afrikanischen Sockels aus Diabas bis fast in 500 m Höhe. Niger und Senegal durchfließen dieses Stufen- und Tafelland in ihren Oberläufen in engen Tälern. Während der Senegal sich nach Westen wendet und an der Küste ein breites Schwemmland aufschüttet, fließt der Niger in einem Bogen, dem sogenannten Nigerknie, mit immer geringer werdendem Längsgefälle nach Nordosten in die Sahelzone und bis in die südliche Sahara. Dort verzweigt er sich zwischen den Städten Ségou und Timbuktu (Tombouctou) in Mali in mehrere Arme und bildet zusammen mit seinem Nebenfluss Bani die Massina (auch Macina), eine rund 40000 km2 große Überschwemmungsfläche, das sogenannten Nigerbinnendelta, in dem die malischen Städte Djenné am Bani und Mopti liegen. Die heutige Massina war seit dem späten Pleistozän Teil eines rund 300000 km2 großen abflusslosen Beckens, das zuletzt an der Wende Pleistozän/Holozän vor 11000 Jahren von einem Endsee eingenommen wurde. Erst im Mittelholozän vor 5000–8000 Jahren wurde der Niger bei Tobaye (Mali) von

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Kapitel 4 · Die Großformen des Reliefs

­ üdosten vom heutigen Nigerunterlauf angezapft und entwässert seither in den S Golf von Guinea. Weite Teile von Burkina Faso und die westlichen und südlichen Teile von Niger werden von weiten Ebenen in 200–300 m Meereshöhe bestimmt. Diese Rumpfflächen haben sich seit dem Präkambrium aus den Graniten und Gneisen des kristallinen Sockels gebildet und werden nur von Inselbergen und niedrigen Petroplinthit-(Laterit-)Plateaus unterbrochen. Vereinzelt ragen daraus in Form von Schichttafeln und -stufen paläozoische Sandsteine mit Höhen bis zu 800 m. Bekannteste Beispiele sind das Plateau Manding im Südwesten von Mali oder die eindrucksvolle Stufe (Falaise) du Bandiagara, der bis zu 1080 m hoch ansteigenden Gandamia-Berge mit ihren mächtigen Zeugenbergen bei Hombori östlich von Mopti in Mali oder die Falaise de Banfora, die sich bis Burkina Faso fortsetzt. Bandiagara ist insbesondere auch durch die eindrucksvollen Bauten der Fluchtsiedlungen der Dogon bekannt (. Abb. 4.11). Die Becken von Dallol Bosso im Westen Nigers und Tschad sind durch die südliche Fortsetzung der Aïr-Schwelle, eine als Munio-Schwelle zusammengefasste Reihe isolierter flacher Erhebungen, nur undeutlich getrennt. Das Becken von Dallol Bosso ist ein kräftig gegliedertes Schichtstufenland in Kreide- und Eozänkalken und -sandsteinen. Nach Süden schließt sich das Jos-Plateau an, ein von granitischen Härtlingsbergen überragtes Gneisplateau (siehe unten). Geomorphologisch ebenfalls undeutlich vom Niger-Becken getrennt ist das Tschad-Becken. Rund 100 m mächtige junge Deckschichten geben dem Tschad-Becken eine einförmige Oberfläche, die eine weite, teilweise von Altdünen überlagerte Schwemmlandebene darstellt. Der mit einer zwischen 3 und 5 m variierenden mittleren Tiefe recht seichte Tschadsee führt aktuell nur noch in seinem südlichsten Teil überhaupt Wasser. Die freie Wasserfläche beträgt weniger als 2000 km2. Der See, der nicht an der tiefsten Stelle des Tschad(see)-Beckens liegt, wird von Schari und Logone gespeist, den einzigen perennierenden Flüssen des Tschad. Sie entspringen im Bereich der Plateaus der Zentralafrikanischen Schwelle, die zusammen mit den Ausläufern des Berglands von Adamaua das Tschad-Becken nach Süden abgrenzt. Beide Flüsse vereinigen sich rund 100 km südlich des Tschadsees und damit etwas südlich der tschadischen Hauptstadt N’Djamena. Vor der Verschüttung des Trockenbettes des Bahr al-­Ghazal sind die beiden Flüsse bis in die tiefste Stelle des Tschad-Beckens geflossen, in die Senke von Bodelé. In sehr feuchten Perioden wie in den Jahren 1854, 1866 und 1874 drang das Tschadseewasser bis zu 150 km in den Bahr al-Ghazal ein. Andererseits führten mehrjährige Trockenperioden, unter anderem in den achtziger Jahren des vorigen Jahrhunderts, 1973, 1914 oder 1904 zu einer extremen Schrump-

. Abb. 4.11  Stufe (Falaise) de Bandiagara in der Region Mopti, Mali (Foto: Torsius). [Adobe Stock Datei Nr. 17627743]

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fung zu einem wenige Quadratkilometer großen Restsee, der nur noch im unmittelbaren Mündungsbereich von Schari bestand. Die nördliche Umrahmung des Beckens wird von den saharischen Sandsteinplateaus des Ennedi und dem vulkanischen Tibesti-Gebirge gebildet. Im Osten wird das Tschad-Becken vom Plateau von Ouddai (Wadei) als Teil der Darfur-Schwelle begrenzt. Sie reicht im Südosten mit den Massiven von Abou-Telfane (1360 m ü. M.) und Guéra (1800 m ü. M.) bis weit in das Tschad-Becken. Vom Ostrand des Tschad-Beckens bis zum Westabfall des Hochlandes von Äthiopien wird das Relief durch die ausgedehnte, von zahlreichen Inselbergen durchsetzte Rumpffläche des Sudd bestimmt. Dieses vom Weißen Nil gebildete Sumpfund Überschwemmungsgebiet im Südsudan ist eines der größten Sumpfgebiete weltweit. Die Darfur-Schwelle ist mit den jungvulkanischen Massiven des Jebel Marra (3024 m), Schichtkämmen und granitischen Härtlingsmassiven besetzt. Nach Norden leiten die zerschluchteten Sandsteinplateaus von Ennedi und Erdi in die Mittelsaharische Schwelle über. In Kordofan, östlich von Darfur, setzen die Schichttafeln- und -stufen des Nubischen Sandsteins des (Weiß-)Nil-Beckens ein. Die Oberguineaschwelle, eine niedrige, durch Quersenken in mehrere Abschnitte zerlegte Aufwölbung, prägt das Relief von Sudanzone und Guineaküste. Obwohl sie nur in einzelnen Erhebungen Höhen bis 1500 m erreichen, haben sich in den auflagernden paläozoischen Gesteinen eindrucksvolle Plateaus ausgebildet, wie zum Beispiel das in 1400 m Höhe ausgebildete Jos-Plateau in Zentralnigeria. Im Togo-Atakora-Gebirge ist der kristalline Sockel herausgearbeitet worden, an den sich nach Westen im Oti-Volta-Gebiet ein Schichttafelland paläozoischer Sandsteine anschließt. Größere Höhen erreicht nur das Liberianische Schiefergebirge in Nimba (1850 m) und das Bergland von Fouta Djallon (1515 m) in Guinea, das aus paläozoischen Sandsteinen mit starken Diabaseinschaltungen aufgebaut ist. Bergländer und Rumpfflächen reichen in manchen Abschnitten bis an die Küste. Der typische geomorphologische Formenkomplex auf der Grundgebirgsschwelle ist durch ein flachwelliges (Rumpf-)Flächen-Treppen-Inselberg-Relief gekennzeichnet. Am Übergang zu den nächstgelegenen niedrigeren Rumpfflächen sind oft deutlich ausgeprägte Stufen (Rumpfstufen) vorhanden. Sie können mehrere Hundert Meter Höhe erreichen. Neben dem Jos-Plateau sind solche Abtragungsflächen mit ausgeprägten Rumpfstufen in den Idanre-Mountains in Südwest-Nigeria, am Mount Agou in Togo und in den Nimba Mountains in der Grenzregion zwischen Guinea, Liberia und Elfenbeinküste (Republik Côte d’Ivoire) zu finden. Die Massive von Dan und Toura als Ausläufer des Fouta Djallon erreichen dort mit dem Mt. Momi Höhen bis zu 1300 m. ü. M. Als nordwestlicher Teil der Oberguineaschwelle begrenzt das Bergland von Fouta Djallon von Guinea über Sierra Leone bis Liberia die 30–80 km breite Küstenzone nach Osten. Südlich des Senegaldeltas besteht die dominierenden Steilküsten aus präkambrischen und paläozoischen Sedimenten, die sich mit wenigen von Mangroven gesäumten Flachküstenabschnitten abwechseln. In Guinea liegt das Bergland von Fouta Djallon wie ein Sperrriegel zwischen der Küstenzone und Oberguinea, das klimatologisch und geomorphologisch bereits zur Sudanzone überleitet. Das Fouta Djallon erreicht Höhen bis zu 1515 m und wird durch tief eingeschnittene Schluchten in eine Reihe von Plateaus gegliedert. In die sich östlich an das Fouta Djallon anschließenden rund 400 m hohen Plateaus von Oberguinea haben sich der Niger und seine Nebenflüsse eingeschnitten. Zu Krusten

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Kapitel 4 · Die Großformen des Reliefs

(Petroplinthit) verhärtete Plinthosole und Saprolithe sind charakteristisch für diese baumlosen Hochflächen. Die bereits erwähnten Plateaus und Stufen (Rumpfflächen und Rumpfstufen) der bis zu 1850 m hohen und eisenerzreichen Nimba Mountains sind zentraler Teil von Hochguinea oder Waldguinea, das wie ein Zipfel nach Süden ragt und im Westen von Sierra Leone und Liberia und im Osten von Côte d’Ivoire eingerahmt wird. Sie gehören bereits zur Feuchtsavanne. In Sierra Leone und Liberia erreicht die Oberguineaschwelle, die als Guinea-Hochland bezeichnet wird, in den Tingi- und Lomabergen Höhen bis zu 1948 m. Zwischen Küstenebene und dem Guinea-Hochland liegen in Sierra Leone und Liberia die sogenannten inneren Ebenen. Sie bestehen aus einer wenig reliefierte Rumpffläche auf rund 120 m ü. M. mit einigen wenigen aufgesetzten Hügelketten einer älteren Abtragungsfläche: Malal, Kasewe, Moyamba und Mokanij Hills. In den Mokanij Hills der inneren Ebenen wird seit Mitte der sechziger Jahre Bauxit abgebaut. In Marampa, Sierra Leone und im liberianischen Teil der Nimba Hills unmittelbar an der Grenze zu Guinea und Côte d’Ivoire Eisenerz in Form von Hämatit (siehe 7 Kap. 3). In der Elfenbeinküste (Republik Côte d’Ivoire) und Ghana prägt eine flache Rumpfflächenlandschaft, die sich über 700 km weit in die Sudanzone nach Norden erstreckt, das Relief. In der Elfenbeinküste (Republik Côte d’Ivoire) werden Höhen bis maximal 200 m, in den nördlichen Landesteilen von 350 bis 500 m erreicht. Aus diesen Rumpfflächen ragen nur vereinzelt Granitinselberge. Stärker reliefiertes Bergland ist nur im äußersten Nordwesten des Landes anzutreffen. In Ghana, dessen 500 km lange Küste als „Goldküste“ bezeichnet wird (und in der Zeit des Kolonialismus dem Land den Namen gab, siehe auch unten) mündet rund 100 km östlich der Hauptstadt Accra der Voltafluss in einem Spitzdelta in den Golf von Guinea. Der Volta ist neben Senegal und Niger der dritte große Vorfluter Westafrikas. 100 km nördlich seiner Mündung staut seit 1966 in einer Schlucht der Akwapin-Berge (die in Benin als Atakora-Berge bezeichnet werden) der Akosombo-Damm den Voltafluss. In den Volta-Stausee, der sich über 520 km bis zur Stadt Yapei in Nordghana erstreckt, münden der Weiße Volta und der Schwarze Volta, der Afram, Daka, Pru und Oti direkt in den See. In den Weißen Volta münden vor seinem Eintritt in den See der Rote Volta, der Nasia und der Kulpawn. Die Fläche des Sees beträgt rund 8500 km2 (zum Vergleich Bodensee: 538 km2) und seine mittlere Tiefe liegt zwischen 18 und 19 m. Das Stauvolumen hat eine mögliche Kapazität von rund 153 Mrd. m3, das entspricht 153 km3. Damit ist der Voltastausee bezogen auf das Stauvolumen der fünftgrößte, bezogen auf seine Fläche der zweitgrößte Stausee der Erde. Geologisch-geomorphologisch vielfältiger als die Elfenbeinküste (Republik Côte d’Ivoire) und Ghana sind die beiden kleineren, östlich an Ghana anschließenden Staaten Togo und Benin. Togo weist an der Bucht von Benin nur eine Breite von 50 km auf, Benin immerhin von 125 km. Togo erstreckt sich bis zur Grenze von Burkina Faso über rund 600 km nach Norden, Benin bis zu seiner Nordgrenze zur Republik Niger sogar über 760 km. Die Nehrungsküste beider Staaten umfasst ein komplexes System von Lagunen und seeähnlichen Erweiterungen (zum Beispiel Togosee oder Lac Nokoué). An den Küstensaum schließen sich landeinwärts die hügeligen, aus tertiären Ablagerungen aufgebauten Plateaus der Terre de barre an, eine intensiv landwirtschaftlich genutzte Ebene mit sandig-tonigen Böden, die reich

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an organischer Substanz sind (Lixisole, Nitisole, Vertisole, siehe 7 Kap. 7). Sie ziehen sich in Togo rund 70 km nach Norden, im Osten von Benin sogar etwa 130 km und reichen bis in den Südwesten von Nigeria südlich von Abeokuta. Nördlich anschließend an die Terre de barre folgt die aus kristallinem Grundgebirge aufgebaute Oberguineaschwelle, die in Togo als Plateau von Mitteltogo, in Benin als Plateau von Mittelbenin bezeichnet wird und bis etwa 10° N reicht und dort nach Nordwesten von den Vorbergen des Atakora-Massivs begrenzt wird und nach Nordosten in die Nigerebene Nordbenins übergeht. Bei den Plateaus, die bereits Teil der Feuchtsavanne sind, handelt es sich geomorphogenetisch um Rumpfflächen, die von eindrucksvollen, bis zu 250 m hohen Inselbergen überragt werden, unter anderem bei Dassa-Zoumé. Das Plateau von Mittelbenin wird im Nordwesten vom Atakora-Massiv begrenzt, das Teil eines aus präkambrischen Gesteinen aufgebauten Gebirgszuges ist, der sich zwischen dem Südosten Ghanas von Südsüdwest nach Nordnordost über das gut beregnete, bis heute kleinbäuerlich strukturierte Togogebirge fortsetzt. Es ist mit mittleren Höhen von 600–700 m Togos wichtigstes Kakao- und Kaffeeanbaugebiet und setzt das Kabrebergland in Zentraltogo bis in den Nordwesten von Benin fort. In Togo folgt nördlich das Bergland von Nordtogo, an das sich nach Norden bereits am Übergang zur Trockensavanne das Oti-Tiefland und die Ebene von Dapaong anschließen. Entlang der Ausgleichsküste am Golf von Guinea sind massive Strandwälle und eine Vielzahl von Lagunen vorhanden. Die meisten Seehäfen an der westafrikanischen Küste wie Monrovia in Liberia, Lomé in Togo oder Cotonou in Benin sind als künstliche Häfen angelegt. Das Bogendelta des Niger, eines der Hauptfördergebiete von Erdöl in Afrika, bedeckt 28827 km2, von denen 19135 km2 über dem Meeresspiegel liegen. Die Deltaebene ist durch Auenbereiche, Mangroven und Küstenwälle gekennzeichnet. Südlich vom Mt. Kamerun an der Westküste Afrikas sind viele schmale Becken vorhanden, die durch Sockelgesteine und quartäre Sedimente voneinander getrennt sind; sie sind geprägt durch Lagunen, Sumpfbereiche und Küstenwälle. Geomorphologisch sehr einförmig ist das zentral- (oder mittel-)afrikanische Kongobecken und seine Randschwellenumrahmung, die Teil der charakteristischen Schwellenstruktur Afrikas ist und sich im Zuge der Rifting-Prozesse beim Auseinanderbrechen von Gondwana im Paläozoikum gebildet haben. Zuletzt verstärkten sich im Oligozän die Hebungstendenzen der Schwellen (7 Kap. 3). Durch die folgenden Abtragungsvorgänge im Miozän und Pliozän entstanden die zwei Post-African Surfaces, die vor allem in den Schwellengebieten gut zu beobachten sind. Dort, wo Granite anstehen, ist durch die Hebung und anschließende Abtragung entweder ein typisches Flächen-Treppen-Inselberg-Relief entstanden oder es wurde das Relief durch tektonischen Prozesse so bruchtektonisch verändert, dass die dafür typischen tektonischen Graben- und Horststrukturen entstanden. Einen solchen charakteristischen Graben mit ausgeprägtem Vulkanismus bildet seit der späten Kreidezeit die Kamerunlinie. Ausgehend von den Mandara-Bergen in Nordkamerun setzt sich diese tektonische Schwächezone nach Südwesten über die Alantika-Berge, das Hochland von Adamaua, die Bambouto- und Manengouba-Berge bis zum Kamerunberg (4070 m), einem aktiven Vulkan, fort, und weiter über die Inseln Fernando Poo, Príncipe und Sao Tomé bis Annobónu im Golf von Guinea. Das Bergland von Adamaua besteht vorwiegend aus welligen Rumpfflächen, die von Inselbergen aus Granit überragt werden. Das Hochland von Kamerun bricht recht steil

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Kapitel 4 · Die Großformen des Reliefs

zur Benuesenke ab, die das Hochland von der Oberguineaschwelle trennt. Auch im Bereich der Zentralafrikanischen Schwelle und des Ostafrikanischen Grabenbruchs treten als Resultat der seit dem Mesozoikum andauernden kontinentalen extensionstektonischen Fragmentationsprozesse nicht nur Hebungs- und Abschiebungsbewegungen auf, sondern auch Vulkanismus. Beispiele dafür sind der Horst des Ruwenzori-Massivs (5110 m) und die Virunga-Vulkane (4507 m). Neben diesen vulkanischen und bruchtektonischen Reliefformen an der östlichen Randschwelle des Kongobeckens dominieren in den aus Sandsteinen und kristallinen Schiefern bestehenden Oberflächen der Schwellen der nördlichen, westlichen und südlichen Umrahmungen des Kongobeckens gut erhaltene miozäne, in Teilen möglicherweise noch ältere Rumpfflächen und -treppen sowie Rumpfschollen. Asande- und Niederguineaschwelle treffen sich im Hochland von Kamerun. Infolge starker tektonischer Tätigkeit ist es ein durch Senken gegliedertes Mosaik verschiedener Schollen aus metamorphen Schiefern, alten, vorwiegend granitischen Intrusiva und jungen Vulkaniten. In anderen Teilen wurden sie zu niedrigen Bergländern aufgelöst. In der Niederguineaschwelle führte die Denudation alter Faltenstrukturen des Sockels zur Entstehung von morphographisch nur wenig ausgeprägten Bergzügen. Der nach Angola hineinreichende Südteil der Schwelle hat in der Abfolge von Rumpfflächen und -stufen weitgehende Ähnlichkeit mit der Großen Randstufe. Im Becken selbst haben ganz flach zum Inneren einfallende mesozoischen Sandsteinschichten ausgedehnte Schichtstufenländer und im tiefsten Teil des Beckens pliozäne bis rezente Ablagerungen weite Ebenen geschaffen. Der Küstensaum Zentralafrikas (Niederguineas), von der Biafraküste Nigerias bis zur Mündung des Kongo in den Atlantik, ist im Gegensatz zur Guineaküste Westafrikas aufgrund der küstenparallel verlaufenden Niederguineaschwelle einerseits zwar recht schmal ausgebildet. Andererseits verfügt die Niederguineaküste über vielfältigere Formen. Neben einer Ausgleichsküste mit Nehrungen, Haffs und dem Delta des Ogooué in Gabun sind auch breite Ästuare ausgebildet. Der Küstenabschnitt mit der Kongo-Flussmündung ist Teil einer Riasküste. Der Kongo entwässert in einem submarinen Canyon bis zu 2700 m unter dem Meeresspiegel. Südlich seiner Mündung herrschen Steilküstenbereiche mit bis zu 50–150 m hohen Kliffs vor. Auch in Kamerun und Kongo sind Kliffküsten zu finden. Das Küstenvorland selbst ist nur wenig reliefiert, erreicht eine Breite von 30 bis 200 km und Höhen bis etwa 300 m und wird von marinen und kontinentalen Sedimentformationen aus Jura, Kreide, Tertiär und Quartär gebildet. Die Gesteine bestehen aus Sandstein und Kalken mit Erdöl- und Erdgaslagern sowie Kalisalz-, Asphalt- und Bleivorkommen. Im gesamten Küstenbereich ist die Mangrove anzutreffen. 4.3  Das Relief Hochafrikas

Im Gegensatz zu Niederafrika, das eine mittlere Höhenlage von 300 m ü. M. aufweist, beträgt diese in Hochafrika 1200 m ü. M.. Es umfasst das Hochlandmassiv Äthiopiens, die Hochländer Ostafrikas, die Sambesiländer südlich des Kongobeckens, das Gebirgsmassiv von Lesotho mit Höhen bis zu 3400 m, das Kalahari(hoch)becken, das an seiner tiefsten Stelle in Botsuana eine Meereshöhe von 1000 m besitzt, die Trockengebiete am Südatlantik und die südafrikanischen Kap-

4.3 · Das Relief Hochafrikas

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ketten. Wie in Niederafrika sind auch in Hochafrika die geologischen Becken und Schwellen reliefbestimmend. Durch seine Höhenlage und das charakteristische Rift Valley, dem rund 6500 km langen tektonischen Grabenbruchsystem, zu dem das südliche Rift, der Zentralafrikanische und der Ostafrikanische Graben gehören und das sich vom südlichen Mosambik nach Norden bis Djibouti und dann im Roten Meer fortsetzt, und die damit verbundenen vulkanischen Erscheinungen zeigt das ostafrikanische Hochafrika eine stärkere und kleinräumiger differenzierte physisch-geographische Gliederung. Seit dem Ende des Jura und verstärkt seit dem Oligozän führte der Intraplattenvulkanismus durch die Aktivierung der Afar-, Karoo-, und Walvis-(Supermantel-)Plumes, in Ostafrika insbesondere des Afar-Plumes, in ganz Afrika zu starken und großräumige Hebungs- und Deformationsprozessen, die in Ostafrika zu Bruchbildung im anstehenden Gestein entlang von bestehenden Schwächezonen und damit auch zur Bildung des ostafrikanischen Riftsystems geführt haben (siehe 7 Kap. 3). Es lässt sich in vier Bereiche unterteilen: In Äquatornähe auf der jeweiligen Seite des Victoriaseebeckens in ein westliches Rift vom Albertsee (von 1972 bis 1997 auch als „Mobutu-Sese-Seko-See“ bezeichnet) bis zum Tanganjika-See; dem Zentralafrikanischen Graben mit jüngeren Formen, größerer Steilheit und jüngerer Zerschneidung als der Ostafrikanische Graben; das östliche Rift in Kenia und Tansania, inkl. der Abzweigungen, in denen der Eyasi-See und der Kavirondo-Golf liegen. Nach Nordosten folgt der äthiopische Grabenbruch: von der Afar-Senke bis zum Turkana-See und nach Süden der malawische Grabenbruch, der vom Malawisee (Njassasee) bis ins Shire-Tal reicht. Mit Ausnahme des Victoriasees befinden sich die großen Seen Ostafrikas in den Grabenbrüchen. Sie sind linear geformt, sehr tief und durch Bruchstufen begrenzt. Der Boden des Malawisees befindet sich bis zu 700 m unter Meeresniveau. Auf beiden Seiten der Grabenbrüche und auf den Talböden selbst sind hunderte Vulkane vorhanden, von denen die meisten allerdings heute erloschen sind. In einigen Teilen des Roten Meer-Grabens, im Aden-Rift und in der nördlichen und östlichen AfarSenke erfolgt aktuell Ozeanbodenspreizung. Der östliche Grabenbruch (Eastern Branch) verläuft von der Afar-Senke an der Roten-Meer-Küste über das zentrale Äthiopien und Kenia mit charakteristischen vulkanischen Formenkomplexen. Den nördlichsten Abschnitt des östlichen Grabenbruchs bildet die Afar-Senke, eine etwa dreieckig geformte Tiefebene mit einer Nord-Süd-Ausdehnung von mehr als 600 km, vom Golf von Zula am Roten Meer (Eritrea) bis zur äthiopischen Riftzone (9° N), und einer West-Ost-Erstreckung von etwa 400 km, vom Djibouti-Inland zum Golf von Aden. In der AfarSenke weitet sich der Talboden aktuell um einige Zentimeter pro Jahr einhergehend mit seismischer und vulkanischer Aktivität. Begrenzt wird die Senke durch Geländestufen (englisch: „fault scarps“), die sich auf bis zu 3000 m zur Höhenlinie des äthiopischen Plateaus im Westen und auf 2000 m zum Plateau im Süden erheben. Weiter südlich schließt der äthiopische Grabenbruch an. Er ist 60–70 km breit und streicht im Norden in südwestlicher Richtung und im Süden südsüdwestlich und wird von teilweise bis zu 1000 m mächtigen Bruchstufen wie dem Guraghe Escarpment in Äthiopien begrenzt. An anderen Stellen sind die Grabenschultern/ Rift-Begrenzungen weniger deutlich ausgeprägt. Östlich von Addis Abeba, der Hauptstadt von Äthiopien, stellt die Grabenschulter eine breite, sanft nach unten gewölbte Form dar. Östlich und westlich der Bruchzone sind bis zu 4000 m mäch-

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Kapitel 4 · Die Großformen des Reliefs

4 . Abb. 4.12  Ostrand des östlichen Grabenbruchs (Eastern Branch) bei Narok (Narok County) Kenia (Foto: R. Patzel) [Mauritius Bildnummer 11258372]

tige Basaltplateaus ausgebildet und sowohl auf dem Grabenboden als auch auf den Grabenschultern sind Schildvulkane unterschiedlichen Alters vorhanden, darunter auch trachytische Vulkane östlich des Grabenbruches (Kaka, Chilalo, Hunkuolo) (. Abb. 4.12). Im Süden an die Afar-Senke schließt sich der rund 1000 km lange Gregory-Grabenbruch an. Er verläuft in Nord-Süd-Richtung, ist 60–70 km breit und reicht vom Turkana-See bis nach Nord-Tansania (Natronsee-Becken). Westlich davon befindet sich die Nyanca-Riftzone, die zunächst Ost–West und dann Nordost–Südwest verläuft und nach 130 km in den Victoriasee übergeht. Auf der Grabensohle sind zwar einige Schichtvulkane anzutreffen, jedoch ist die ehemalige vulkanische Aktivität und deren Produkte nicht mit der Äthiopiens zu vergleichen. Einige der Vulkane befinden sich 50 km oder mehr von der heutigen Rift-Grenze entfernt. Unter ihnen sind die direkt dem Grundgebirge aufsitzenden Vulkanmassive des Kilimandscharo (5895 m), der zuletzt vor 36000 Jahren aktiv war, Mount Kenya (5194 m) und Mount Elgon (4322 m) die höchsten Erhebungen. Vulkanische Deckenergüsse bilden teils weite Ebenen und Plateaus, teils sind sie an den Grabenrändern zu tief zertalten Bergländern umgeformt worden. Bei 2° S verändern sich die tektonische Struktur und der Magmatypus. Die gut definierte Graben-Ausbildung ist abgeschwächt und wird jetzt als Tanzania Divergence bezeichnet. Auf dem tansanischen Kraton verliert sich die Riftzone, setzt sich aber weiter südöstlich im Pangani-Graben fort (. Abb. 4.13). Der westliche Grabenbruch (Western Branch) beginnt am Victoriasee und verläuft durch den Tanganjika- und Malawisee bis zur südlichen Küste Mosambiks. Vier Abschnitte bzw. vulkanische Provinzen sind zu unterscheiden: Toro-Ankole, Virunga, Süd-Kivu (nördlich vom Tanganjika-See) und Rungwe (am nördlichen Ende des Malawisees). Der nördlichste Bereich ist die Albert-Riftzone, die nördlich vom Albert-See beginnt und bis zur Süd-Kivu-Vulkanprovinz reicht. Nach Nordosten ausgerichtete Verwerfungen definieren das Bett und den Verlauf des Weißen Nils. Bei etwa 4° N wird die Albert-Riftzone durch eine präkambrische, nach Nordwesten ausgerichtete Struktur unterbrochen, die Aswa-Scherzone. Südlich vom Albert-See befindet sich das Semliki-Becken im Westen und zwischen dem Albert See und dem Edward-See (zeitweise als „Amin See“ oder Rutanzigesee bezeichnet) das Ruwenzori-Gebirge zwischen der DR Kongo und Uganda. Es besteht aus einem Block eines gehobenen präkambrischen Sockels (Horst) und ist mit über 5000 m Höhe das höchste nicht-vulkanische Gebirge Afrikas. Es unterteilt sich in sechs

4.3 · Das Relief Hochafrikas

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. Abb. 4.13  Der westliche Grabenbruch (Western Branch) der ostafrikanischen Riftzone (verändert nach Wiese 1997).

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Kapitel 4 · Die Großformen des Reliefs

Hauptgipfel, die in Höhen über 4200 m vergletschert sind. Alte nicht-vulkanische Gebirge sind auch östlich des westlichen Grabenbruches zu finden: die Eastern Arc Mountains in Ost-Tansania, deren Vorläufer vermutlich schon vor 100 Ma gebildet wurden. Die heutigen Gebirge gehen hingegen auf tektonische Aktivität, die generelle Hebung der Zentralafrikanischen Schwelle im mittleren Tertiär vor 35–25 Ma (Oligozän), zurück. Weiter nach Süden im Grenzgebiet der DR Kongo, Ruanda und Uganda durchquert der westliche Grabenbruch das Becken des Edward-Sees und die Virunga-Vulkanprovinz. Sie besteht aus basaltischen Schildvulkanen miozänen bis rezenten Alters. Anschließend an die Virunga-Vulkanprovinz folgt die Tanganjika-See-Riftzone. Hier sind nur Halbgraben-Strukturen, mindestens zehn Becken, aber kein Magmatismus/Vulkanismus vorhanden. Im Becken des Tanganjika-Sees wurde eine vertikale Verlagerung geologischer Schichten mit Sprunghöhen von bis zu 6000 m nachgewiesen. Die aktuellen Höhenunterschiede zwischen diesen Verlagerungen sind allerdings deutlich geringer. Sie sind auf die Abtragung der Talflanken und die anschließende Sedimentation des Materials auf den Talböden zurückzuführen sowie die Akkumulation bis zu 1800 m mächtiger vulkanischer Laven auf dem ursprünglichen Talboden. Parallel zur Tanganjika-Riftzone befindet sich in Tansania in 50–100 km Entfernung die Rukwa-Riftzone. Sie ist etwa 350 km lang und 50 km breit und wird im Westen durch die Ufipa-Reliefstufe mit 1000 m Höhe begrenzt und im Osten durch die flachere Lupa-Stufe. Nach Südosten durchquert die Rukwa-Riftzone die Rungwe-Vulkanprovinz, die nördlich vom Malawisee liegt. Die Malawisee-Riftzone ist 800 km lang und hat eine Breite zwischen 40 und 90 km. Sie weist Halbgrabenstrukturen wie am Tanganjika-See auf und teilt sich in neun Becken. Südlich schließt sich über 600 km der Urema-Graben und der Dombe-Trog an. Durch den im Tertiär auftretenden mehrfachen Wechsel von Zeiten relativer Hebungsruhe und verstärkter Hebung ist es rings um das gesamte südafrikanische Hochland, vom Limpopo bis zum Kunene, dem Grenzfluss zwischen Angola und Namibia, zur Ausbildung von Rumpfstufen bzw. Rumpftreppen gekommen. Die Große Randstufe Südafrikas ist als Folge einer besonders intensiven Anfangshebung im Oligozän das oberste Stockwerk dieser Treppe. Die aus der Zerschneidung der mehr oder weniger ausgedehnten Stufenebenen hervorgegangenen Bergländer begleiten die Randschwellen auf ihrer ganzen Länge. Die höchste Erhebung, das Basuto-Hochland der Drakensberge, ist ein Härtlingsmassiv alter vulkanischer Massen. Die Zertalung der alten Schichttafeln führte zur Bildung von Bergländern mit den charakteristischen Formen der Tafelberge, wie in den Waterbergen, in Namaqualand und im Kaokoveld. Strukturen des Untergrundes wurden in quarzitischen Härtlingszügen herausgearbeitet. Sie finden sich im Hochland von Transvaal (seit 1994/2002 die südafrikanischen Provinzen Limpopo Gauteng, Mpumalanga und Nord-West), in Griqualand West und im Windhoeker Hochland. Im Innern dachen sich die Randhöhen über Rumpfflächen und weiträumige Rumpftreppen der Oberen Karoo, des Oranje-, Buschmann- und Namaqualandes zum Kalahari-Becken ab. Große Teile dieser Ebenen erhalten ihr Gepräge durch die Karoo-Schichten und bilden Schichttafel- und Schichtstufenländer mit Tafelberggruppen, Zeugenbergen und Dolerithärtlingen. Schichtstufen und -tafeln stellen neben den Rumpfflächen einen weiteren, in Afrika sehr weit verbreiteten Relieftyp dar. Schichtstufen sind aus flach einfallenden und unterschiedlich harten Gesteinsschichten aufgebaut. Sie bilden

4.3 · Das Relief Hochafrikas

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. Abb. 4.14  Gestufter Granitinselberg in einer Rumpffläche gleichen Gesteins, Spitzkoppe, Zentralnamibia (Foto: J. Kempf).

eine steile Schichtstufe über einem flachen Stufenunterhang. Voraussetzung für die Ausbildung dieses Relieftyps sind leichte tektonische Verstellungen von Sedimentgesteinen unterschiedlicher Widerständigkeit gegenüber Verwitterung und Abtragung. In einigen Regionen kommt durch die Abtragung der Karoo-Schichten das Karbon wieder an die Oberfläche und lässt gut erhaltene Spuren der permokarbonen Vereisung erkennen (. Abb. 4.14 und 4.15). Junge Deckschichten großer Mächtigkeit erfüllen das Kalahari-Becken, dessen Oberfläche von großen Dünen- und Flugsandfeldern eingenommen wird. Unter den aktuellen klimatischen Bedingungen sind die Dünen durch Vegetation weitgehend festgelegt. Von der westlichen Randschwelle ziehen Trockentäler in endorheische Endbecken, in denen das periodisch abkommende Wasser verdunstet. Darunter sind die Makgadikgadi-Salz- und die Etosha-Pfanne in Botsuana und Namibia die größten. Die Lunda-Schwelle als nördliche Begrenzung des Kalahari-Beckens fällt in einem flachen, durch zahlreiche Täler aufgelösten Schichttafelland nach Süden ab. Hier entspringt eine große Zahl von perennierenden (das ganze Jahr wasserführenden) Flüssen, von denen nur der Okavango in das nach ihm benannten Becken endorheisch entwässert. Die übrigen Flüsse entwässern zum Sambesi, der die östliche Randschwelle in einer Senke quert. Die im östlichen Hochland entspringenden Flüsse Limpopo und Oranje verhalten sich unterschiedlich; während der Limpopo sich nach Osten wendet, fließt der Oranje über das Kapplateau nach Westen und durchbricht in der südafrikanischen Nordkapprovinz bei Upington die flache westliche Randschwelle (. Abb. 4.16). Über 2000 km entlang der Westküste Südafrikas erstreckt sich die Namibwüste, die nach Osten durch die große Randstufe begrenzt wird. Die Namib ist etwa 120– 200 km von der Küstenlinie entfernt und stellt die westliche Begrenzung des afrikanischen Plateaus dar. Große Teile der Namib bestehen aus steinigen oder durch Sand bedeckten Ebenen mit einigen flachen Hügelketten und isolierten Inselber-

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Kapitel 4 · Die Großformen des Reliefs

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. Abb. 4.15  Geologisches SW-NE-Profil durch die Republik Südafrika. Die Tafelberggruppe ist Teil der paläozoischen Kap-Supergruppe; Dwyka-, Ecca-, Beaufort-, Stormberg-Gruppe bilden die Karoo-Supergruppe (verändert nach Catuneanu et al. 2005)

. Abb. 4.16  Bewachsene alte rotsandige Längsdünen in der Kalahari, Südostnamibia (Foto: D. Busche).

gen. Die Sandsee der Namib bedeckt mit rund 34000 km2 etwas mehr als 41 % der Fläche. Die Karoo, eine Halbwüstenlandschaft aus steinigen Ebenen und niedrigen Hügeln aus mesozoischem Sandstein, Schiefer und Tillit, die nahezu ein ­Drittel der

4.5 · Die aktuelle Geomorphodynamik

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Fläche der Republik Südafrika umfasst, erstreckt sich von den Kapketten im Süden, nach Norden bis zum Oranje auf einer Höhenlage zwischen 900 und 1200 m ü. M. In den westlichen und nördlichen Randbereichen liegt das präkambrische Grundgebirge exponiert an der aktuellen Oberfläche. Die 2100 km lange Ausgleichsküste am Indischen Ozean ist recht flach, mit langen Nehrungen, überdeckt von Dünen, die Lagunen und Sümpfen vorgelagert sind. In Zentral-Mosambik ist die Küstenebene bis zu 300 km breit und erst nördlich der Mocambo-Bucht bei 15° S treten vermehrt Klippen und Korallen auf. Entlang der Somali-Halbinsel nehmen die äolischen Ablagerungen zu. Äolische Sande, Lagunen-Evaporite und Korallenriffe kennzeichnen auch die Küstenbereiche am Roten Meer. 4.4  Die Kapprovinz Südafrikas

Die Gebirge des westlichen Kaplandes sind der Großen Randstufe vorgelagert und bestehen aus mehreren, durch breite Täler unterbrochene hintereinander gestaffelten Ketten(Falten-)gebirgen (Cedarbergketten, Swartberge) und die dazwischen gelegene Tankwa-Karoo. Die höchsten Bereiche erreichen mit dem Piketberg im Hinterland von Kapstadt 2078 m. Die Kapketten sind deutlich älter, aber auch kleinräumiger als die mediterranen alpidischen Atlasketten im Nordwesten Afrikas. Ihre Bildung begann im damaligen südwestlichen Randbereich von Gondwana durch die Kollision der (proto-)afrikanischen Platte und der südamerikanischen Platte vor 280–230 Ma an der Wende vom Paläozoikum zum Mesozoikum. Die Auffaltung erfolgte in der Trias und der Kreide, die Hebung mit der Bruchtektonik im Tertiär und die Zerschneidung im Quartär. Der aktuelle geomorphologische Formenschatz ist durch hochgebirgsartige Grate und Gipfel in Tafelbergsandsteinen über einem Granitsockel gekennzeichnet. Entlang der Bruchlinien ereignen sich auch aktuell immer wieder Erdbeben. Die Kapküste, eine Klippenküste zwischen den Flüssen Lepelle und Tugela, besteht aus präkambrischen und paläozoischen Gesteinen sowie mächtigen Ablagerungen der Karoo-Formation. Die Karoo-Supergruppe bildet weiter im Nordosten mächtige Kliffs (. Abb. 4.17). 4.5  Die aktuelle Geomorphodynamik

Betrachtet man die aktuelle Reliefentwicklung zeigt Afrika eine skulpturelle, klimageomorphologische Zonierung von Relieftypen in meridionaler Richtung. Sie überlagert die strukturelle Gliederung in Schwellen und Becken. Allen Regionen Afrikas gemeinsam ist die Existenz alter Rumpfflächen, entstanden unter einem Feuchtsavannenklima mit periodischer Wasserführung (siehe 7 Kap. 5). Die Oberflächenformen der wechselfeuchten Tropen werden geprägt durch die Wechselwirkung von intensiver chemischer Verwitterung und dominanter fluvialer Formung bei periodischem Abfluss, der wiederum auch in hohem Maß flächenhaft wirksam ist. Vorherrschende Talform ist hier das Flachmuldental. Die Berge erheben sich mit steilen Hängen aus der Ebene. Dieser Relieftyp zeichnet

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Kapitel 4 · Die Großformen des Reliefs

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. Abb. 4.17  Outeniqua-Berge sind Teil der südafrikanischen Kapketten (Provinz Westkap, Südafrika, Foto: Helge) [Adobe Stock Datei Nr.401247138]

sich durch die weite Verbreitung von Rumpfflächen und Inselbergen aus. Äquatorwärts, im Übergang zu den immerfeuchten inneren Tropen bewirken die ergiebigeren und länger anhaltenden Niederschläge einen perennierenden Abfluss der Gewässer, der zu einem stärkeren Einschneiden der Täler führt. Die immerfeuchten inneren Tropen mit ganzjähriger Regenzeit schließlich zeichnen sich durch eine Zunahme fluvialer Tätigkeit mit Kerbtalbildung aus. Gravitative Massenbewegungen wie Rutschungen und silvines Bodenfliesen als Folge der starken Bodendurchfeuchtung sind an den aktuellen geomorphologischen Prozessen maßgeblich beteiligt. Fasst man die aktuell dominanten Relieftypen Afrikas zusammen, dann ist das Rumpfflächen-Inselberg-Relief mit den dazugehörigen Rumpfstufen und durch Petroplinthit (Laterit) plombierte Tafelberge der prägende Landschaftstyp des tropischen Afrikas. Die für ihre Formung verantwortlichen Prozesse sind jedoch keineswegs einheitlich. In den ariden und semiariden Gebieten entstehen an den Gebirgsrändern durch die vereinte Wirkung mechanischer Verwitterung und ruckweiser Wasserführung Pedimente, die allmählich zu größeren Ebenen zusammenwachsen. In den wechselfeuchten Tropen erzeugt die chemische Verwitterung eine Zersatzdecke, in die auch das von den steileren Hängen abgetragene Schuttmaterial eingearbeitet wird. Spülmulden und Flachmuldentäler schaffen auf ihr ein ebenes Relief, das durch diese Abtragungsprozesse stets eingeebnet bleibt. Zwar sind die Rumpfflächen Afrikas vorwiegend kreide- bis tertiärzeitliche Vorzeitformen, die aber auch aktuell in Abhängigkeit von den jeweils herrschenden klimatischen Bedingungen durch unterschiedliche Prozesse weitergebildet werden. Tafelberge mit Petroplinthitkrusten (Laterit) sind Zeugen aufgelöster Rumpfflächen und aktuell nur noch als Relikte in Ostafrika und im Sudan vorhanden.

75 Literatur

Neben dem Rumpfflächen-Relief und dem Bruchstufen- und Bruchschollenrelief und dem Formenschatz des Vulkanismus im Bereich der Riftsysteme vor allem in Ostafrika sind Schichtstufen und Schichttafeln insbesondere in den tektonischen Senkungs- und Hebungsgebieten Westafrikas und der Sahara weit verbreitet. In den semiariden und ariden Gebieten der Subtropen, in der Sahara, der Kalahari und der Namib (die als Küstenwüste ein Sonderfall ist) herrscht bei starker mechanischer Verwitterung eine Formung, bei der die episodisch als Starkregen fallenden Niederschläge in Spülrinnen abfließen und ausgesprochen flächenhaft wirken, bevor sie sich in den Trockentälern (Wadis, Ennedis, Rivieren) sammeln. An den Schichtstufen treten Abspülungs- und Sturzprozesse hinzu. In der Kalahari sind die Dünen aktuell durch Vegetation fixiert, die die Wirksamkeit der äolischen Formung deutlich vermindert.

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Kapitel 4 · Die Großformen des Reliefs

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Der Geofaktor Klima Inhaltsverzeichnis 5.1 Klimagenese und Klimadynamik – die tropische Zirkulation über Afrika – 85 5.2 Die Klimaregionen Afrikas – 96 5.3 Geofaktor Klima: Gunst und Risiko – 113 Literatur – 121

© Der/die Autor(en), exklusiv lizenziert an Springer-Verlag GmbH, DE, ein Teil von Springer Nature 2023 R. Baumhauer, Die Physische Geographie Afrikas, https://doi.org/10.1007/978-3-662-67404-8_5

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Kapitel 5 · Der Geofaktor Klima

Das Klima ist der erstrangige Geofaktor in Afrika. Durch die nahezu symmetrische Lage zum Äquator zwischen 37° N und 35° N unterliegt das Klima Afrikas weitgehend tropischen Zirkulationsvorgängen. Nur die jeweils polwärtigsten Regionen des Kontinents, die subtropischen Winterregengebiete Nordafrikas und des Kaplandes werden von den Westwinden der mittleren Breiten beeinflusst. Im Gegensatz zu Amerika oder Eurasien fehlen in Afrika meridional verlaufende Gebirgsketten, die als klimatische Barriere oder Klimascheiden größeren Ausmaßes wirken könnten, sodass der Kontinent über weite Bereiche eine relativ ungestörte, nahezu ideale zonale, breitenkreisparallele Anordnung der wichtigsten Klimazonen aufweist. Eine klimatische Sonderstellung nimmt Ostafrika ein. Die Höhenlage und die großen Wasserflächen der Seen verursachen nichtzonale und kleinräumigere Zirkulationsmuster. Im Gegensatz sind die räumlich wenig ausgedehnten Gebirgsländer des Atlas im Norden, des äthiopischen Hochlandes an der Ostseite und der Drakensberge längs der Südostküste Afrikas in klimatischer Hinsicht von geringerer Bedeutung. Größeren Einfluss haben dagegen die ausgedehnten Hochflächen vor allem in Südafrika, darüber hinaus die großen flachen Becken wie das Kongo- und das Tschad-Becken in Zentralafrika und die weiten, wenig gegliederten und nicht sehr hoch gelegenen Wüstengebiete der Sahara, denen die Gebirgsländer des Hoggar und des Tibesti aufgesetzt sind. Deutliche Unterschiede ergeben sich zwischen dem Klima des nord- und südhemisphärischen Afrika aufgrund der größeren Landmasse nördlich des Äquators, des Mittelmeers als nördliche Begrenzung und der im Nordosten anschließenden Landmasse Eurasiens. So lässt sich der Kontinent auf der Basis der mittleren Jahresniederschläge, die aufgrund ihrer Bedeutung für die landwirtschaftliche Nutzung das wichtigste Klimaelement darstellen, in Feucht- und Trockenafrika einteilen (siehe . Abb. 5.1 und 5.2). Feuchtafrika reicht bis zur klimatischen Trockengrenze bei ca. 1000 mm Jahresniederschlag und umfasst damit Zentralafrika, die südliche Sudanzone und die Küste Westafrikas, das südliche und mittlere Hochland von Äthiopien und die Luvseiten der ostafrikanischen Vulkanmassive mit mehr als 1800 mm Jahresniederschlag und mehr als 10 humiden Monaten bzw. in Äthiopien 6–9 humiden Monaten, Teile der Hochländer des südlichen Ostafrika sowie die Kapketten als „feuchte Inseln“ im trockenen Südafrika. Dort erreichen zwar 3–5 Monate eine höhere Temperaturamplitude, aber die Niederschläge sind noch so hoch, dass zuverlässig Regenfeldbau betrieben werden kann. Trockenafrika erhält dagegen nur bis zu 500 mm Jahresniederschlag in den sommerfeuchten Tropen bzw. 250 mm in den winterfeuchten Subtropen. Das entspricht der agronomischen Trockengrenze. Regenfeldbau ist dort zwar grundsätzlich noch möglich, aber es wird vorwiegend Viehhaltung praktiziert. Mindestens 6 Monate Trockenzeit und Temperaturen, die stärker saisonal beeinflusst sind, führen zu häufigeren Dürreperioden. Auch die Niederschlagsvariabilität nimmt hier stark zu, d.h. die Zuverlässigkeit und Höhe der Niederschläge in Raum und Zeit geht zurück. Im nordhemisphärischen Afrika nimmt weiter nach Norden die Zahl der humiden Monate von 4–5 auf 2 ab, um dann mit weniger als zwei humiden Monaten und weniger als 100 mm Jahresniederschlag in die Zone der tropischen Trocken-/Halb- und Wüstenklimate des saharischen Raumes überzuleiten, die sich vom Atlantik bis zum Roten Meer erstrecken. Mit gleichem Ariditätsgrad und nur durch das Verhältnis von Jahresamplitude zu Tagesamplitude der Temperatur zu unterscheiden, schließt sich nordwärts der subtropische „Trockenkontinent“ der Sahara an mit der größten räumlichen Ausdeh-

79 Der Geofaktor Klima

. Abb. 5.1  Feucht- und Trockenafrika

nung einer Klimazone in Afrika. Ein vergleichbarer Übergang von tropischem (Kalahari) zu subtropischem (Namib) Trocken-/Halb- und Wüstenklima vollzieht sich im südlichen zentralen und südlichen Afrika. Im Gegensatz zu den kühlgemäßigten Klimaten, wie wir sie zum Beispiel in Mitteleuropa finden, gibt es in Afrika keine thermisch geprägten Jahreszeiten wie Winter und Sommer, sondern es dominiert der Niederschlagsjahresgang in Form eines typischen Wechsels zwischen Regen- und Trockenzeit. Nur in den äquatorialen Gebieten ändert sich die Zahl der Niederschlagstage pro Woche und Monat. Verantwortlich für diesen typischen Klimarhythmus ist das jahreszeitlich Nord-Südpendeln der planetarischer Luftmassen, Strömungen und Konvergenzzonen (zum Beispiel der Innertropischen Konvergenzone ITCZ, der Passate und derMonsune) in Abhängigkeit von der Änderung des Sonnenstandes sowie durch die thermischen Gegensätze von Wasser-/Ozeanfläche und Landmasse. Während sich die Lage der ITCZ (die Flohn, 1965, auch als meteorologischen Äquator bezeichnet hat, da sie

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Kapitel 5 · Der Geofaktor Klima

die nordhemisphärische von der südhemisphärischen Zirkulation trennt) über den Ozeanen im Jahresverlauf nur wenig verändert, verlagert sie sich über dem Kontinent aufgrund der stärkeren thermischen Reaktion der Landmasse ganz beträchtlich. Die ITCZ entspricht, thermisch und barisch betrachtet, einer äquatorialen Tiefdruckrinne, deren jahreszeitliches Wandern mit rund einem Monat Verzögerung dem Sonnenhöchststand der jeweiligen Hemisphäre folgt. In der Sahelregion Westafrikas kommt es vom Atlantik bis zum Tschad von Mai bis Oktober zu monsunalen Niederschlägen, mit der Hauptregenzeit im Juli, August und September. Zu dieser Zeit wandern die African Easterly Waves (oder African Waves) entlang breitenkreisparalleler Bänder, angetrieben durch den Guinea-Monsun. Bei den African Easterly Waves handelt es sich um Wellenstörungen in der tropischen Ostströmung, die an der äquatorwärtigen Flanke der subtropischen Hochdruckgebiete auftreten

. Abb. 5.2  Höhe der mittleren Jahresniederschläge in Afrika.

81 Der Geofaktor Klima

und von Osten nach Westen wandern. Allerdings kann aufgrund des Wechsels von trockenen Westerly Waves und feuchten Easterly Waves die jährliche Niederschlagsvariabilität im Sahel in Raum und in der Zeit mehr als 50 % betragen. Eine Folge der African Easterly Waves für das afrikanische Klima ist die Durchbrechung der Passatinvasion, die zu lokalen Niederschlägen führt, unabhängig vom Monsun. Im südlichen Afrika fallen die monsunalen Niederschläge im Südsommer und in den äquatorialen Regionen gibt es zwei Regenzeiten. Sie werden durch den Sonnenstand bestimmt, der den entscheidenden Faktor für die Unterteilung in Regen- und Trockenzeiten darstellt. Lokal und regional spielen allerdings auch topographische Faktoren wie Berge oder Seen eine Rolle (siehe auch . Abb. 5.3 und 5.8). In Ostafrika sind die Niederschläge im Vergleich zu anderen innertropischen Gebieten mit Jahresniederschlagssummern zwischen 500 und 2000 mm, verteilt auf einen zweimal jährlichen Zenitalregen, ungewöhnlich gering. Indeje et al. (2000)

. Abb. 5.3  Verteilung der Jahresniederschläge in Afrika.

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Kapitel 5 · Der Geofaktor Klima

wiesen in Ostafrika Niederschlagsspitzen alle 2–2,5 Jahre, 3,5 Jahre und 5–6 Jahre nach und führen diese unter anderem auf das ENSO-Phänomen (El Niño und die Southern Oscillation 4,8–6 Jahre) und SSTs (Sea Surface Temperatur) im äquatorialen Atlantik und Indischen Ozean zurück (siehe 7 Kap. 9). Im Osten Südafrikas führt die Topographie zusammen mit den dort wirksamen Meeresströmungen zu deutlich höheren Niederschlägen. Exkurs: Der Einfluss der Meeresströmungen auf das Klima Afrikas

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Afrika weist einen nur wenig gegliederten Küstenverlauf auf. Mit rund 36.000 km Länge ist seine Küste etwa so lang wie die Küste des dreimal kleineren Europa. Der Golf von Guinea auf der atlantischen Seite, der Golf von Aden am Indischen Ozean und die Große und Kleine Syrte an der Küste des Mittelmeeres sind die einzigen größeren Einbuchtungen. Aufgrund der wenig gegliederten Küste sind auch die Meeresströmungen um den Kontinent recht klimawirksam. Der Kanarenstrom fließt entlang der westafrikanischen Küste südwärts bis zum Cap Blanc jenseits des Wendekreises und ist zwischen Mai und Juni um 6,5 °C kälter als der „freie Atlantik“. Der Benguelastrom beeinflusst eine mit 200 km sehr breite Zone zwischen 23° und 31° S vor der Küste von Namibia und Angola. Er ist um 3,5 bis 5 °C kälter als der Südat-

lantik. So beträgt in Walvisbay die Wassertemperatur im Dezember, das heißt im Hochsommer, nur 11,5 bis 14 °C. Das dritte Kaltwasserauftriebszentrum liegt vor der Somalihalbinsel, dem Horn von Afrika. Die Temperaturen im Somalistrom liegen zwischen Juli und September bei nur 22,5 °C. Der Kanaren- und der Benguelastrom stabilisieren mit ihren niedrigen Wassertemperaturen die Ostseiten der subtropisch-randtropischen Hochs und haben eine große Bedeutung für die hohe Aridität der Küstenbereiche. Warmwasserzentren befinden sich einmal vor Westafrika, das heißt vor der Küste von Liberia und in der Bucht von Biafra. Dort liegen die Meerwasseroberflächentemperaturen ganzjährig über 25 °C. Weitere Warmwasserzentren sind die Straße von Mosambik und das Rote Meer.

Der Großteil von Afrika hat eine recht geringe Jahrestemperaturamplitude: Rund 35 % der Fläche des Kontinents weist eine Amplitude von weniger als 6 °C auf. Entlang des Äquators beträgt sie teilweise weniger als 3 °C. Häufig viel deutlicher ausgeprägt ist die Tagestemperaturamplitude, die die jährlichen Temperaturschwankungen im Regelfall weit übertrifft und bis zu 15–19 °C betragen kann. In weiten Teilen des Kontinents treten recht hohe Temperaturen auf. Mittlere Maximalwerte mit mehr als 32 °C sind ubiquitär. Die höchsten Temperaturen werden mit Durchschnittstemperaturen von mehr als 38 °C in der Sahara gemessen (siehe . Abb. 5.4). Im Gegensatz dazu werden in nur wenigen Regionen im Landesinneren des südlichen Afrikas, in der nördlichen Sahara und in deren Randgebiete mittlere Minima unter 5 °C gemessen. Hohe Werte erreicht aufgrund der hohen Sonneneinstrahlung die Verdunstung. Das Maximum der potentiellen Verdunstung liegt in der Sahara bei 2500 mm/Jahr, gemittelt auf den Kontinent bei 1800 mm/Jahr. Geringere Werte werden aufgrund des humideren Klimas und der dichteren Bewölkung nur im Bereich des Äquator erreicht, so werden am Golf von Guinea nur 1000 mm/Jahr gemessen.

83 Der Geofaktor Klima

. Abb. 5.4  Die Temperaturen (°C) in Afrika. Jährliche Temperaturamplitude, Monatsmaxima, Monatsminima.

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Kapitel 5 · Der Geofaktor Klima

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. Abb. 5.5  Walther-Lieth-Diagramme der mittleren Jahresniederschläge von ausgewählten Städten in Afrika.

5.1 · Klimagenese und Klimadynamik – die tropische Zirkulation …

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5.1  Klimagenese und Klimadynamik – die tropische Zirkulation

über Afrika

Als Grundlage zum Verständnis der Klimagenese und Klimadynamik zeigen die . Abb. 5.6 die schematische Darstellung der Luftdruckgürtel der Erde und . Abb. 5.8 die Luftmassen, Strömungen und Konvergenzzonen über Afrika im Januar und Juli. . Abb. 5.6 verdeutlicht, dass auf beiden Hemisphären in Höhe der Wendekreise jeweils ein subtropisch-randtropischer Hochdruckgürtel ausgebildet ist. Die Hochdruckgürtel sind dynamische und keine thermischen Druckgebilde. Dies bedeutet, sie bilden sich im Wechselspiel mit der jeweils angrenzenden Westwindzone der mittleren Breiten als dynamische, temporär ausgebildete Zellen auf stets vergleichbaren Zugbahnen. Wesentliche Bestandteile und entscheidende atmosphärische Aktionszentren des subtropischen Hochdruckgürtels für Afrika sind auf der Nordhemisphäre das Azorenhoch (und über Asien das Ferrel’sche Druckgebilde) sowie auf der Südhalbkugel das Sankt-Helena-Hoch über dem Atlantischen Ozean und das Indik- oder Maskarenenhoch über dem Indischen Ozean. Zwischen den subtropischen Hochdruckgebieten liegt, getrennt durch die Passatzirkulation („Hadley-Zelle“), die Innertropische Konvergenzzone (ITCZ) oder äquatoriale Tiefdruckrinne. Die Subtropenhochs sind die Steuerelemente für die Verteilung der Feuchtund Trockenklimate und den jahreszeitlichen Wechsel der Niederschläge in Afrika. Große Bereiche der subtropischen Breiten sind durch nahezu ganzjährig aride Bedingungen infolge absinkender Luftmassen in der globalen Hadley-Zirkulation gekennzeichnet (siehe . Abb. 5.7). Zwischen den subtropisch-randtropischen Hochdruckgürteln und der äquatorialen Tiefdruckrinne wiederum ist auf beiden Halbkugeln in der Troposphäre eine

. Abb. 5.6  Atmosphärische Zirkulation: Luftdruckgebiete und Winde.

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Kapitel 5 · Der Geofaktor Klima

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. Abb. 5.7  Schematischer Querschnitt durch die klassische Hadley-Zirkulation der Tropen (nach Weischet & Endlicher 2000, S. 256).

breite Zone mit östlichen Winden (tropische Ostwinde, Urpassat) ausgebildet, die aufgrund des Reibungseinflusses an der Erd- und Wasseroberfläche eine starke meridionale Komponente aufweisen und aus der auf der Nordhemisphäre eine nordöstliche Windbewegung (Nordost-Passat, Harmattan), auf der Südhemisphäre infolge der Erdrotation eine südöstliche (Südost-Passat) resultiert. Im Allgemeinen sind die Passatströmungen ein eher ozeanisches Phänomen, während auf den Landflächen erhebliche Abweichungen von der Strömungsrichtung auftreten. Eine Ausnahme bildet Westafrika, über dem sich durch den subtropischen Hochdruckgürtel eine stabile Passatströmung ausbildet. Dieser Nordost-Passt beeinflusst im maritimen kühlen Teil die westsaharische und senegalesische Küste und im kontinentalen trockenen Teil als Harmattan die Sahelzone. Erst über den äquatorialen Regenwäldern erfolgt die Aufnahme von Feuchtigkeit als Quelle für die Niederschlägen in den südhemisphärischen Randtropen. Der Südost-Passat der Südhalbkugel reicht im Südwinter, im Gegensatz zum Südsommer, durch eine niedrig liegende Passatinversion und das Relief der hohen Randstufen kaum weit ins Landesinnere des südlichen Afrikas. Im tropischen, äquatorialen Bereich treten moderate bis starke Zenitalregen auf, die durch die Konvergenz der passatischen Windsysteme aus beiden Hemisphären in einer Tiefdruckrinne nahe am Äquator, der Innertropischen Konvergenzzone, entstehen. Im Winter der Nordhalbkugel (siehe . Abb. 5.8) bildet das Azorenhoch über Nordafrika einen meist durchgehenden Hochdruckgürtel, der im Osten Anschluss an das zentralasiatische Kältehoch hat. Der Hochdruckgürtel wird vor der westafrikanischen Küste durch das Auftriebswasser des Kanarenstroms besonders stabilisiert, über dem warmen Roten Meer und seinen Randgebieten ist er jedoch unterbrochen. Die Hochdruckzone reicht über Nordafrika nur ca. 2000 m in die Höhe. Darüber strömt die dynamische ektropische Westwinddrift mit ihren durchziehenden Tiefdruckgebieten. Erst äquatorwärts ab 17° N reicht das subtropisch-randtropische Hochdruckgebiet höher in die Atmosphäre, wird dann jedoch bodennah

5.1 · Klimagenese und Klimadynamik – die tropische Zirkulation …

. Abb. 5.8  Luftmassen, Strömungen und Konvergenzzonen über Afrika im Januar und Juli.

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. Abb. 5.9  Aufnahme vom 21.01.2020, Time: 12:00 UTC, Spektralbereich: sichtbares Lichts. (Quelle: EUMETSAT)

durch kontinentale Wärmeeffekte abgeschwächt. Über dem südlichen Afrika dominiert insbesondere im Sommer ein Hitzetief mit Zentrum über dem Hochland („Highveld“) Sambias und Simbabwes mit Zentrum etwa im Nordwesten der Kariba-Talsperre. Dabei bildet sich eine sommerliche Tiefdruck-Verbindung zu den ostafrikanischen Hochländern und dem Kanal von Mosambik, die auch als sITCZ bezeichnet wird. Diese zweite, im Gegensatz zu der äquatorialen Konvergenzzone weiter südlich liegende Tiefdruckrinne bestimmt das regionale Witterungsgeschehen im südlichen Afrika ganz entscheidend mit. Das südatlantische Sankt-Helena-Hoch reicht dagegen auf der Westseite Afrikas bis in das Kongobecken und bildet über dem Kontinent die grob SW-NE-streichende Kongo-Luftmassengrenze („Congo Air Boundary“, CAB). Die eigentliche äquatoriale Tiefdruckrinne (ITCZ) liegt über dem Atlantik bei 3° N, erreicht die afrikanische Küste etwa bei Monrovia in Liberia und verläuft dann nördlich von der Guineaküste über Côte d’Ivoire, Nigeria und Kamerun zum Nordosten der Demokratischen Republik Kongo und weiter über das westliche Rift ins südliche Malawi. Westlich von Madagaskar berührt sie die Straße von Mosambik. Der aus dem Azorenhoch auswehende Nordost-Passat beschränkt sich in seiner maritimen Variante auf die afrikanische Westküste in Marokko und Mauretanien. Er kann mit der kontinentalen Variante, die aufgrund ihrer Herkunft aus dem zentralasiatischen Hochdruckgebiet und dem langen Weg über die kontinentale Sahara sehr trocken ist, konvergieren. Dieser Bereich einer Passatkonvergenz

5.1 · Klimagenese und Klimadynamik – die tropische Zirkulation …

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erstreckt sich über dem westlichen Afrika in der Nähe der Küsten des Senegal, von Sierra Leone und Nordliberia. Hauptsächlich unterliegt Nordafrika aber dem Nordost-Passat in seiner trockenen Harmattan-Variante. Im östlichen Afrika kann er den Äquator überschreiten und in die Hitzetiefs über Sambia und der Straße von Mosambik einfließen. Der maritime Südost-Passat des Sankt-Helena-Hochs erreicht den meteorologischen Äquator, also die ITCZ, über dem Atlantik westlich von Westafrika, wird nach Überschreiten des Äquators aufgrund des Richtungswechsels der Corioliskraft nach rechts umgelenkt und wird dadurch zum Südwestmonsun. Die halbkreisförmige Anordnung von Hitzetiefs in ihrer abgeschwächten Form über dem Sudan und Zentralafrika sowie in kräftigerer Form über dem ostafrikanischen Hochland und insbesondere über Sambia, führt im südlichen Afrika zu einem fächerartigen Ausweiten der Monsunströmung und einem Umbiegen von einer südwestlichen in eine nordwestliche Richtung. Die relative Feuchte des Südwestmonsuns, der ja aufgrund seiner maritimen Herkunft schon relativ angereichert mit Wasserdampf ist, wird dabei durch den Einfluss des Regenwalds noch auf 80–85 % erhöht. Der Südost-Passat des Maskarenenhochs trennt sich östlich von Madagaskar in zwei Arme, einen nördlichen, der direkt in die ITCZ einfließt, und einen südlichen, der Madagaskar im Süden umströmt und im Bereich des Sambesi-Tals in den Kontinent eindringt. Dort wird er antizyklonal in südwestliche Richtungen hin zur interozeanischen Konfluenz über den westlichen Hochländern abgelenkt.

. Abb. 5.10  Aufnahme vom 14.07.2021, 12:00 UTC, Spektralbereich: sichtbares Licht. (Quelle: EUMETSAT)

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. Abb. 5.11  Aufnahme vom 18.03.2014, 12:00 UTC, Spektralbereich: sichtbares Licht. (Quelle: EUMETSAT)

In den . Abb. 5.9, 5.10, 5.11 und 5.12 werden zusätzlich zur Beschreibung der tropische Zirkulation Afrikas und ihrer klimatologische Interpretation am Beispiel von METEOSAT-Aufnahmen die typischen mittleren klimatologischen Bedingungen Afrikas im Sommer- und Winterhalbjahr der Nordhalbkugel vorgestellt. Alle Aufnahmen wurden im sichtbaren Licht aufgenommen. Exkurs: METEOSAT

METEOSAT, kurz für engl. Meteorological Satellite, ist eine Konstellation von geosynchronen europäischen Wettersatelliten. Diese Satelliten wurden in enger Zusammenarbeit mit der European Space Agency (ESA) entwickelt und werden von der europäischen Organisation EUMETSAT betrieben. Seit Inbetriebnahme des ersten Satelliten im Jahr 1977 liefert Meteosat Wetterinformationen für die um den Nullmeridian liegenden Regionen der Erde. Die verwen-

dete geosynchrone Position bei 0° geographischer Länge und in rund 36.000 km Höhe annähernd über dem Äquator ist für die Wetterbeobachtung über Afrika, dem östlichen Atlantik und Südeuropa optimal. Seit Anfang 2004 ist der erste Meteosat-Satellit der zweiten Generation (kurz MSG-1 für Meteosat Second Generation) operationell in Betrieb. Die Satelliten, die ab 2023 die zweite Generation MSG ablösen sollen, tragen die Bezeichnung Meteosat Third Generation (MTG).

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. Abb 5.12  Aufnahme vom 10.09.2021, 12.00 (UTC), Spektralbereich: sichtbares Licht. (Quelle: EUMETSAT)

Die Januaraufnahme in . Abb. 5.9 zeigt die charakteristische planetarische Zirkulationsanordnung auf dem Höhepunkt des Nordwinters und Südsommers. Im Polargebiet der Nordhalbkugel herrscht Polarnacht und die Sonne kommt polwärts ab 67° N mittags nicht mehr über den Horizont. Im Gegensatz dazu ist die Südhalbkugel bis hin zum Südpol stark ausgeleuchtet. Mit dem der Jahreszeit entsprechenden extremen Sonnenhöchststand nahe dem südlichen Wendekreis, sind alle planetarischen Luftdruck- und die mit ihnen zusammenhängenden Zirkulationsgürtel weit südwärts verlagert. Die dafür bezeichnenden Phänomene über Afrika und seinen Randgebieten sind: unbeständiges, regnerisches Winterwetter in den randtropisch-subtropischen Breiten von Madeira bis zu Teilen des Persischen Golfes, in den Hochlagen der Gebirge auch mit Schneefall. Trockenzeit in den Nordtropen und auch in Äquatorialafrika. Weit ausladende „Mäanderbögen“ der innertropischen Konvergenzzone (ITCZ). Über dem Nordteil Afrikas ist das subtropisch-randtropische Hoch kräftig ausgebildet und reicht besonders weit bis in die inneren Tropen, eine Situation, die für die Jahreszeit charakteristisch ist. Der Januar ist im immerfeuchten Äquatorialafrika der regenärmste Monat. Das vorliegende Bild zeigt eine der seltenen Wetterlagen, bei denen von der Sahara bis hin zum südlichen Kongobecken die Luft so wasserdampfarm ist, dass nicht nur der Übergang von der pflanzenleeren Wüste in die Savannen und Waldländer deutlich sichtbar ist, sondern im Kongobecken selbst noch der Lauf des Kongo sowie die Seen im Rift Valley klar zu erkennen sind. Der

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Kapitel 5 · Der Geofaktor Klima

randtropisch-subtropische Hochdruckgürtel der Nordhemisphäre reicht im Januar aufgrund der Verlagerung des Sonnenstandes nur bis zum Küstenabschnitt Nordafrikas. Die Lage der ITCZ mit ihrem intensiven konvektiven Witterungsgeschehen verschiebt sich, so sagt es die klimatologische Regel, jahreszeitlich dem Sonnenstand gegenüber etwas „nachhinkend“. Die südliche Lage nahe den Wendekreisen entspricht also der Jahreszeit. Der weite Mäanderausschlag der äquatorialen Tiefdruckrinne kommt dadurch zustande, dass sie über dem Atlantik auch im Südsommer stets im Bereich zwischen 0° und 10° N pendelt und den Äquator im statistischen Mittel nicht wesentlich überschreitet. Im Sommer der Nordhalbkugel unterscheidet sich die atmosphärische Zirkulation über Afrika grundsätzlich von derjenigen im Nordwinter. Der Einfluss des Azorenhochs bleibt auf den Atlantik und das Mittelmeer beschränkt. Bodennahe Hochdruckzellen befinden sich also nur westlich der marokkanischen Küste sowie nördlich der Küste von Algerien, Libyen und Ägypten in Form eines Hochdruckrückens. Anders sind die Verhältnisse über Nordafrika: Über der Sahara bildet sich ein bodennahes Hitzetief, in das die kontinental dominierten Strömungen des Harmattan aus Nordosten, des Südwestmonsuns aus Südwesten und des abgelenkten maritimen Nordost-Passats aus Nordwesten einströmen. Die bodennahe Atmosphäre ist mit gerade noch 15 % relativer Feuchte wüstenhaft trocken. Die äquatoriale Tiefdruckrinne liegt über dem Atlantik in 12° N südlich der Kapverdischen Inseln und erreicht die Küste in der Breite von Dakar, schwenkt aber über dem Kontinent bis ungefähr 15° N aus. Über Südalgerien, Tschad und Sudan reicht sie an das Rote Meer bei Port Sudan und hat dort an das Bodentief über der Arabischen Halbinsel einen direkten Anschluss zum vorderasiatischen Monsuntief. Die äquatoriale Tiefdruckrinne über Nordafrika wird in der Höhe durch den subtropisch-randtropischen Hochdruckgürtel überlagert. Dieser ist gekennzeichnet durch eine stark ausgeprägte Subsidenzbewegung, was auf den Einfluss des Subtropen-Ostjets zurückzuführen ist. Infolge des stabilen Höhenhochs über Hochasien ist der Luftdruckgegensatz zwischen ihm und der äquatorialen Tiefdruckrinne in der oberen Troposphäre zusammengedrängt auf relativ kurze Entfernung sehr groß. Dies führt zu einer permanent wirkenden Selbstverstärkung der dynamischen nordhemisphärischen Subtropenhochdruckzellen und ist damit für die extreme Trockenheit der Sahara verantwortlich. Exkurs: Monsun

Monsune sind Windströmungen, die im jahreszeitlichen Wechsel ihre Hauptströmungsrichtung um wenigstens 120° ändern, was mit einem deutlichen Wechsel im Witterungsverlauf einhergeht. Sie sind von den Passaten grundsätzlich zu unterscheiden. Sie werden durch flache Ferrel’sche Hitzetiefs ausgelöst, die sich insbesondere in den Sommerhalbjahren

der entsprechenden Halbkugel meist über den trockenen Hochländern ausbilden. Sie können aus umgelenkten Passaten der Gegenhalbkugel entstehen oder auf kurzem Weg direkt aus der Passatströmung in das Monsuntief einwehen. Sie betreffen im Nordsommer als ablandige Strömung das Horn von Afrika. Das indische Monsuntief saugt Luftmas-

5.1 · Klimagenese und Klimadynamik – die tropische Zirkulation …

sen aus Ostafrika als kontinental-ablandigen Südwestmonsun an. Der Südwestmonsun Westafrikas, der die Guineaküstenländer und Sudanstaaten bis weit in die Sahelzone beeinflusst, entsteht im Südsommer durch den aus dem

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Maskarenen-Hochdruckgebiet auswehenden Südost-Passat der Südhalbkugel, der beim Überschreiten des Äquators in einen auflandigen Südwestmonsun umgelenkt wird.

Damit bilden für die äußeren Tropen Afrikas nördlich des Äquators im Sommer „äquatoriale“ Westwinde die charakteristische Windströmung. In den Monsunluftmassen über Westafrika entstehen oft mesoskalige konvektive Regional-Systeme mit 10–100 km Durchmesser, die intensive Starkniederschläge mit 50–300 mm pro Tag hervorbringen können. Ihre Entstehung ist in den African Easterly Waves begründet: In der Sommermonsunzirkulation (April bis September) trifft warme, feuchte tropische Luft auf noch wärmere Luft aus der Sahara bei etwa 15° N. Das Resultat ist ein thermisch bedingter, mit der Höhe zunehmender Ostwind und einem thermischen Ausgleichsniveau in ca. 4000 m Höhe, mit dem African Easterly Jet als Windmaximum. Dieser Jet ist relativ instabil und wird durch Gebirgsmassive und bodennahe Wärmeinseln zum Mäandrieren angeregt, den African Easterly Waves, die über dem Atlantik tropische Zyklone auslösen können. Eine Folge der African Easterly Waves für das afrikanische Klima ist die Durchbrechung der Passatinvasion, die zu ergiebigen lokalen Niederschlägen führt, unabhängig vom Monsun. Das Sankt-Helena-Hoch des Südatlantiks ist im Winter der Südhalbkugel weit nach Norden vorgeschoben. Sein Einfluss wird durch sommerlich aufquellendes kaltes Tiefenwasser vor der Elfenbeinküste (Republik Côte d’Ivoire) noch zusätzlich begünstigt. Beide südhemisphärischen Hochdruckgebiete stehen durch einen Hochdruckrücken über dem südlichen Afrika auch bodennah in Verbindung. Die aus dem Sankt-Helena-Hoch ausströmenden Seewinde können die große Randstufe Namibias nicht überschreiten. Im Osten werden sie in der Höhe von den kontinentalisierten, im Lee der östlichen Hochländer absteigenden Südost-Passaten des Indischen Ozeans sowie von aus dem dann stabilen Bodenhoch der Kalahari stammenden, autochthon trockenen Luftmassen überlagert. Letztere können sich bei bestimmten Wetterlagen als trockene und heiße Bergwinde föhnartig in der Namib durchsetzen. Dies hat die kurios anmutende Wirkung, dass in den Küstenstationen Walvis Bay oder Swakopmund in vielen Jahren die höchsten Temperaturen im Winter gemessen werden, da insbesondere im windreichen Monat August die trockenen, im Hochland rund 20 °C warmen Ostwinde bei trockenadiabatischem Abstieg sich auf fast 40 °C erwärmen können. Im Südsommer dagegen führt die starke Erwärmung des kontinentalen Inneren zu einer Verlagerung der Congo Air Boundary (CAB) mit starker thermischer Konvektion, wobei die Küste unter den milden ozeanischen Einfluss gerät. Die interozeanische Konfluenz, die ganzjährig über dem abrupten Abbruch der großen Randstufe von Angola bis Namibia liegt, ist dagegen nicht sehr wetterwirksam. Auf der Sommerhalbkugel in . Abb. 5.10 schließt das Hochdruckgebiet den Mittelmeerraum bis fast 45° N ein und reicht in Höhe des Wendekreises bis an das Ostende der Arabischen Halbinsel. Sein Kern liegt über der nördlichen Sahara, dem südlichen Mittelmeer und dem Roten Meer bei ca. 30° N. Die Gebirgsränder von Äthiopien (auch des Jemen und Oman) werden gegen die jeweils vorgelagerten war-

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Kapitel 5 · Der Geofaktor Klima

men Meere durch geschlossene Reihen von Quellwolkentürmen markiert. Ursache hierfür ist der landein- und gebirgs­aufwärts gerichtete Ausgleichswind. Auf der Südhalbkugel ist das entsprechende Hochdruckgebiet mit seiner Achse in ungefähr 20° S anzusetzen. Der äquatorwärtige Rand reicht über Afrika bis zur Lunda-Schwelle. Die Innertropische Konvergenzzone liegt in Westafrika der Jahreszeit entsprechend über dem Sudan und Guineaküstenländern. Unmittelbar an der Küste des südöstlichen Afrika steht eine geschlossene Front von kräftigen Konvektionstürmen. Sie sind die Folge der durch den Südost-Passat landwärts transportierten, über dem warmen Agulhas- und Mosambik-Strom mit Feuchtigkeit aufgeladenen Luftmassen, welche auf die dort über 2500 m hohe Randstufe treffen. In den Übergangsjahreszeiten kommt es nur über Ostafrika nach den Äquinoktien zu einer raschen Verlagerung des äquatorialen Tiefs von der Nord- auf die Südhemisphäre. Im westlichen und zentralen Teil des Kontinents verbleibt das Tief ganzjährig auf der Nordhalbkugel. Es bildet sich kein Tief über dem Kongobecken aus, was auf die stabilisierende Wirkung des Meeres und seiner Fortsetzung in Form des Regenwaldes in das Innere des Kontinents hinein zurückzuführen ist. Auch in Westafrika erreicht das Bodentief nicht die Küste, sondern stagniert nördlich des Regenwaldstreifens. Darüber hinaus weicht die für die Niederschläge verantwortliche ITCZ der mittleren Troposphäre wesentlich weniger weit auf die jeweilige Sommerhalbkugel aus. Sie verweilt jeweils vier Monate in ihrer extremen Sommersituation und beeinflusst nur zwei Monate während der Übergangsjahreszeiten den Äquatorialbereich, das heißt, trotz zweimaligem Sonnenhöchststand stellen die inneren Tropen eine relativ regenarme Zone dar. Da die Aufnahme (. Abb. 5.11) zur Zeit des Äquinoktiums gemacht ist, sind die solaren Strahlungsbedingungen auf der Nord- und Südhalbkugel fast gleich. Die ITCZ liegt noch 5 bis 10° südlich des Äquators. Polwärts ist sie relativ begrenzt, äquatorwärts stehen hingegen in einer breiten Übergangszone einige hochreichende Gewitterwolken. Über dem Golf von Guinea und dem Atlantik liegt die innertropische Konvergenzzone bemerkenswert weit südlich, also nur 100 bis 200 km gegenüber normalerweise um 500 km nördlich des Äquators. Man kann das als jahreszeitlichen Effekt ansehen: Auf der Nordhalbkugel ist beiderseits des Wendekreises ein riesiges geschlossenes Hochdruckgebiet ausgebildet, das vom Persischen Golf quer über ganz Nordafrika und den Atlantik bis fast an die Nordostküste Südamerikas reicht. In Europa erstreckt sich der Hochdruckkeil über einen Großteil West-, Mittel- und Osteuropas. Auf der Südhalbkugel ist das entsprechende tropisch-randtropische Hoch relativ schwach ausgeprägt und räumlich in zwei Zentren gegliedert. Das östliche Hochdruckzentrum ist durch den bewölkungsarmen Bereich im Norden Südafrikas mit einem Ausläufer nach Namibia ausgewiesen. Der eigentliche Kern des südhemisphärischen Subtropenhochs liegt über dem südlichen Südatlantik im Seegebiet zwischen den Inseln St. Helena und Ascension, markiert durch das für diese Region charakteristische, mit großer Regelmäßigkeit auftretende Stratocumuluswolkenfeld, dass zu diesem Zeitpunkt allerdings recht schwach ausgeprägt ist. Auf der Aufnahme von . Abb. 5.12 ist die für diese Jahreszeit charakteristische Äquatornähe des südhemisphärischen randtropisch-subtropischen Hochdruckgürtels deutlich zu erkennen. Sie entspricht der jahreszeitlichen Verlagerung. Insbe-

5.1 · Klimagenese und Klimadynamik – die tropische Zirkulation …

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sondere über den Ozeanen liegt im Winter der jeweiligen Halbkugel die Achse des randtropisch-subtropischen Hochdruckgürtels einige Breitengrade weiter äquatorwärts als im Sommerhalbjahr. Über dem festländischen Afrika beginnen die Konvektionswolken mit hochreichenden Gewitterwolken im Westen von Zentralafrika erst auf Höhe der Mündung des Kongo. Im Osten ist sogar das ganze südliche Kongobecken bis etwa zur Breite von Burundi nahezu wolkenfrei. Auf der Polarflanke des Hochdruckgürtels hat sich die zyklonale Westwinddrift von der Subantarktis bis weit in die Subtropen durchgesetzt. Besonders schön ist das im Seegebiet vor der südafrikanischen Ostküste zu sehen. (Süd­südöstlich der Südspitze Madagaskars liegt bei etwa 30° S das Zentrum einer außertropischen Zyklone). Die Kaltfront läuft in einem nach Norden konvexen Bogen dicht südlich der Südspitze von Madagaskar vorbei in Richtung der Ostküste Mosambiks und Südafrikas. Ihr folgt die in typischen Lineamenten perlenkettenartig angeordnete Quellbewölkung mit sogenannten offenen Zellen und Wolkenstraßen. Auf der südwestlichen Seite des Kontinents ist an der zentralen Namib das typische küstennahe, jedoch durch einen schmalen nebelfreien Streifen vom Land getrennte Nebelfeld zu erkennen. Es erreicht das Festland wegen der typischen ablandigen Bergwindsituation dieser Jahreszeit nicht. Als Folge der extremen Ausdehnung der südhemisphärischen randtropisch-subtropischen Antizyklone bis in die inneren Tropen nahe dem Äquator, liegt die anschließende Zone mit tropisch-konvektivem Witterungsgeschehen besonders weit polwärts. Ein Beispiel hierfür sind die ausgeprägten konvektiven Wetterverhältnisse über Eritrea und dem östlichen Äthiopien. So sind das Hochland von Äthiopien Richtung Nordosten und der Nordrand des Horns von Afrika gegen den Golf von Aden durch kleine, aber hochreichende Gewitterwolkenmassive markiert. Im Vergleich zu der für August beschriebenen Situation, bei der im Einflussbereich der nördlichen Strömung auf der Westflanke des Monsuntiefs über ganz Ostafrika Trockenheit herrschte, ist also mit dem jahreszeitlich entsprechenden Abbau des Monsuntiefs ein Witterungswechsel eingetreten. Trockenzeit herrscht dagegen aktuell im Bereich des ostafrikanischen Hochlands südlich des Äquators. Über Zentralafrika, den Guineaküstenländern und dem äquatornahen tropischen Atlantik wäre zu dieser Jahreszeit die Innertropische Konvergenzzone (ITCZ) zu erwarten. Das Satellitenbild zeigt jedoch eine synoptische Dreiteilung im atmosphärischen Geschehen: Ein tatsächlicher Konvergenzbereich mit entsprechenden Cumulonimbus-Clustern vom westlichen Kongobecker bis nach Nigeria, eine Passatzone ohne Regenwolken vom Volta-Stausee in Ghana bis in den Westen von Côte d’Ivoire und eine angrenzende Zyklone, die von Liberia bis Senegal und weit in den angrenzenden Atlantik reicht. Auf der Nordhalbkugel ist der Einflussbereich des randtropisch-subtropischen Hochdruckgürtels weniger ausgedehnt als auf der Südhalbkugel und er liegt weiter polwärts. Der Jahreszeit entsprechend herrschen über dem Nordrand Afrikas und dem Südteil des Mittelmeergebietes bis gegen 37° N noch antizyklonale Witterungsbedingungen.

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Kapitel 5 · Der Geofaktor Klima

5.2  Die Klimaregionen Afrikas

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Aufgrund der einzigartigen symmetrischen Lage des afrikanischen Kontinents zum Äquator aus der eine modellhafte breitenkreisparallele Anordnung der Klima- und Vegetationszonen der Tropen und der subtropischen Randgebiete resultiert, wird im Folgenden (und später auch in 7 Kap. 8) in Anlehnung an Troll und Paffen (1964) Afrika in 8 Klimaregionen gegliedert. Die Darstellung der Klimaregionen weicht damit aus pragmatischen Gründen von der bisherigen Betrachtung der einzelnen natürlichen Geofaktoren auf Grundlage der Großregionen des Kontinents ab. Die Veränderung der Klimaelemente, vor allem des Niederschlags und in geringerem Maße der Temperatur sowie die unterschiedlichen Witterungsabläufe zusammen mit der Kontinentalität und Höhenlage gliedern Afrika in folgende Klimaregionen: Die immerfeuchten inneren Tropen im Kongobecken und an der Oberguineaküste West- und Zentralafrikas, die wechselfeuchten äußeren Tropen der Sudanzone, die sommerfeuchten Randtropen des Sahels und die subtropisch-randtropische Trockenzone der Sahara. Dazu kommen die hygrisch differenzierten Höhen- und Hochgebirgsklimate Ostafrikas sowie die subtropischen und randtropischen Klimaräume des südlichen Afrika und das subtropische winterfeuchte Klima des maghrebinischen Mittelmeerraums sowie der Kapregion Südafrikas (siehe . Abb. 1.3). Die immerfeuchten inneren Tropen erhalten Niederschläge von durchschnittlich über 1500 mm pro Jahr, verteilt auf mehr als 10 humide Monate. Diese klimatischen Verhältnisse, die auch als äquatoriales Klima oder Regenwaldklima bezeichnet werden und in Zentralafrika zwischen 3° N und 4° S sowie an Westafrikas Guineaküste bis 8° N vorherrschen, sind ausreichend für die Ausbildung des tropischen Regenwaldes. Die immerfeuchten inneren Tropen des Kongobeckens erhalten im Vergleich zu den Küstenbereichen (siehe unten) mit 1500–2000 mm pro Jahr weniger Niederschlag. Am unteren Kongo in Kinshasa sinkt der Jahresniederschlag sogar unter 1400 mm. Das Zentrum des Beckens bei 20° E und die Westabdachung des Rift Valley im Osten sind mit teilweise mehr als 2200 mm jährlichem Niederschlag am feuchtesten. Nach dem Amazonasbecken besitzt Afrika die größte Ausdehnung eines geschlossenen Regenwaldgebietes (siehe 7 Kap. 8). Besonders wichtig für das Regionalklima ist der hohe Feuchtegehalt dieses hygromorphen Waldes, dessen Oberflächentemperatur im Vergleich zu den umliegenden Trockengebieten wesentlich niedriger ist und der damit exzessives Aufheizen der Erdoberfläche verhindert. Darüber hinaus sichert der Regenwald die Nachlieferung von Wasserdampf für die ihn überquerenden Luftmassen. Der charakteristische großtropfige tropische Niederschlag fällt in Form von kräftigen konvektiven Gewitterschauern. In den Monaten mit den Niederschlagsmaxima nach den Äquinoktien im April und Mai sowie Oktober und November regnet es mindestens jeden dritten Tag. Während der beiden relativen Trockenzeiten fallen gelegentlich, etwa jeden vierten Tag konvektive Schauer mit 50–100 mm Niederschlag. Aufgrund der Konvektionsniederschläge bildet das innere Kongobecken eine klimatologische Ausnahme. Klima, Witterung und Wetter sind jedoch auch im Bereich des Kongobeckens und seiner Randgebiete durch raumzeitliche Variabilität gekennzeichnet. So können sich Niederschläge selbst im immerfeuchten äquatorialen Regenklima um mehrere Wochen verzögern und in den wechselfeuchten Randbereichen im Wechsel zwischen Regen- und Tro-

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ckenzeit ebenfalls große Verzögerungen auftreten oder, wenn auch recht selten, ganz ausbleiben. Gewitter treten durchschnittlich an 100 Tagen pro Jahr auf; mit 180–200 Tagen am häufigsten in den Bergländern im Osten der Demokratischen Republik Kongo. Hier ist die Region von Bukavu mit durchschnittlich 221 Gewittertagen sogar die gewitterreichste Gegend der Erde. In den immerfeuchten innertropischen Küstenbereichen Westafrikas treten unter dem Einfluss der ITCZ zwei Maxima mit exzessiven Niederschlägen jeweils in den Monaten März und April sowie September und Oktober auf, während in den Monaten Juni/Juli und Dezember/Januar die Niederschlagsmenge und die Häufigkeit der Niederschläge leicht zurückgehen. Im Küstenbereich zwischen Guinea und Liberia trifft der Südwestmonsun rechtwinklig auf die Küste. Der Regenstau an der Guineaschwelle, die in Sierra Leone eine Höhe von annähernd 2000 m erreicht, führt zu einer beträchtlichen Niederschlagszunahme. So fallen zum Beispiel in Conakry über 4000 mm Niederschlag pro Jahr. Ein weiteres ausgeprägtes Niederschlagsgebiet liegt in der Bucht von Biafra in Südnigeria, Kamerun und Gabun. Dort werden verstärkt durch die topographische Situation der konkaven Küstenform und der küstennahen Gebirge Niederschlagsrekordwerte erreicht: In Debundscha im Mittel bis zu 9895 mm und in San Antonio de Ureca auf Fernando Poo sogar bis zu 10450 mm Jahresniederschlag. Die Niederschläge sinken mit der Zunahme der Kontinentalität. In einem Küstenabschnitt, der vom südlichen Ghana über Togo bis nach Benin reicht, ist ein kleines Trockengebiet ausgebildet, die sogenannte Dahomey-Lücke („Dahomey Gap“). Dort werden nur unter 1000 mm Niederschlag erreicht, zum Beispiel in Accra 787 mm pro Jahr. Auftriebswasser einer Kaltwasserzunge im Bereich des Übergangs vom Benguelastrom zum Südäquatorialstrom, der im Golf von Guinea bis auf 30° W vordringt, führt dort zu einer saisonalen Absinkinversion und mindert so die Konvektion. Dies führt von Juli bis September, ausgerechnet in der Hauptmonsunzeit Westafrikas, an diesem Küstenabschnitt zu einer „Kleinen Trockenzeit“. Die mittlere Jahrestemperatur der immerfeuchten äquatorialen Zone Afrikas liegt zwischen 24 und 26 °C. Charakteristisch für die Tropen ist ein Tageszeitenklima. Dies bedeutet, dass die Jahresschwankungen der Temperatur bei nur 1–2 °C liegen, die Tagesamplitude dagegen bei 10 °C und mehr. Die für die Ektropen so typische jahreszeitliche Temperaturveränderung wird im äquatorialen Klima durch eine an die Tageszeiten gebundene Änderung der Temperatur ersetzt: kühle und neblige Morgenstunden (mittleres tägliches Minimum: 18–20 °C), warme Vormittage, heiße und schwüle Mittags- und Nachmittagszeit (mittleres tägliches Maximum: 29–30 °C), Gewitterschauer am Spätnachmittag oder in den frühen Abendstunden und Abkühlung auf 18–20 °C während der Nachtstunden – ein stets gleicher Ablauf an nahezu jedem Tag des Jahres. Ein weiteres Kennzeichen des äquatorialen Klimas insbesondere an den Küsten sind die hohen thermischen Schwülewerte. Bei einer mittleren täglichen Luftfeuchtigkeit von 85 % und mittleren Tagestemperaturen von 25 °C herrscht in den Küstenstädten wie Lagos, Douala oder Libreville eine permanente Schwüle. Auch die jeweilige Höhenlage führt zu Veränderungen der Jahresamplitude der Temperatur. So wird in der auf 1520 m Höhe liegenden Stadt Bamenda auf dem gleichnamigen Hochland in Nordwest-Kamerun eine mittlere Jahrestemperatur von 19,5 °C und eine Jahresamplitude von 3 °C gemessen, gegenüber 1,5 °C und 26,4 °C an der Küste in Douala.

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Mit der Entfernung vom Äquator nimmt die Anzahl der humiden Monate und die Durchschnittsmenge der Niederschläge ab, von 9 humiden Monaten in einem Übergangsbereich auf 6–7 humide Monate mit Jahresniederschlägen zwischen 1200 und 1600 mm nördlich von 3° N und südlich von 4° S. Dabei zeigt sich jeweils eine Akzentuierung der Regenzeiten durch die jahreszeitliche Verlagerung der ITCZ auf der Nordhalbkugel im Juni und September, auf der Südhalbkugel im April und Oktober. Der geschlossene Regenwaldgürtel wird in diesem Übergangsbereich zu den wechselfeuchten äußeren Tropen von Feuchtsavannen in der Fläche, gepaart mit Galeriewäldern vom Regenwaldtypus abgelöst. Bei insgesamt steigenden Temperaturen beginnt in dieser Zone ein ausgeprägter jahreszeitlicher Wechsel zwischen Trocken- und Regenzeit. Diese wechselfeuchten äußeren Tropen reichen in Westafrika bis 14° N und können in eine südliche Sudanzone mit kurzer Trockenzeit und eine nördliche Zone mit längerer Trockenzeit gegliedert werden. Während die südliche Sudanzone in der Regenzeit zwischen Mai und September mit 1000–1500 mm Niederschlag pro Jahr noch gut beregnet wird, ist im nördlichen Teil der Sudanzone nur noch ein mäßiger Niederschlag um 500–1000 mm zu verzeichnen. Dieser nördliche Bereich, in dem nicht mehr generell Regenfeldbau möglich ist, reicht in einem schmalen Streifen um 13° N im westlichen Teil Westafrikas über Burkina Faso und Südwest-Niger bei 11–12° N und im Tschad bei 10° N bis zu 9° N im Bahr al-Ghazal des Westsudan. Gerade die höhere Variabilität der Niederschläge in Raum und Zeit kann hier zu gravierenden Limitierungen der landwirtschaftlichen Nutzung führen. In Kamerun nördlich des Adamaua-Gebirges und in den nördlichen Teilen der Zentralafrikanischen Republik nimmt im Winterhalbjahr der trockene Nordost-Passat (Harmattan) aus der Sahara Einfluss auf die klimatischen Verhältnisse: Bangui (4° 22’ N) hat bei einer Jahresdurchschnittstemperatur von 26,1 °C 10 humide Monate. Die Regenzeit dauert von Februar/März bis November/Dezember. Im Nordosten des Landes bei Birao (10° 17’ N) liegt die Jahresmitteltemperatur bei 32 °C und es treten nur noch 4–5 humide Monate auf. Die Regenzeit beschränkt sich auf die Monate April/Mai bis Oktober mit einer hohen interannuellen Variabilität von Beginn und Ende. Ebenso wie die mittlere Jahrestemperatur steigt auch deren Jahresamplitude (Bangui 4,5 °C/Birao 6,5 °C), während die Anzahl der Regentage (130 zu 72) und die Niederschlagsmenge (1560 mm zu 860 mm) sinken. Die höchsten Tagestemperaturen und die größte Schwüle werden in der Übergangszeit zwischen Trocken- und Regenzeit erreicht. Dieses Klima wird in West- und Zentralafrika auch häufig als Sudanklima bezeichnet, weiter nach Norden und mit zunehmender Aridität mit jährlichen Niederschlagsmengen unter 500 mm als Sahelklima. Im südlichen Teil des Kongobeckens und dem zur Lundaschwelle gehörenden Katanga oder Shaba-Plateau im südöstlichsten Teil der DR Kongo ändern sich die klimatischen Verhältnisse in vergleichbarer Weise, allerdings nicht in solcher modellhaft breitenkreisparallelen Weise wie im nördlichen Kongobecken und seinen nördlichen Randgebieten. Die sommerfeuchten Randtropen des Sahel schließen sich nördlich an die Sudanzone als 3–4° breites Übergangsgebiet zur Sahara im Norden an. Der Sahel quert ganz Afrika vom Atlantik bis an das Rote Meer und umfasst im Westen auch noch die Kapverdischen Inseln vor der Küste von Südmauretanien und Nordsenegal bei 15–16° N. Er weitet sich im hochkontinentalen südlichen Tschad und nördlichen Kamerun äquatorwärts bis auf 12–13° N aus und reicht über Kordofan bis 16° N

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in Nordäthiopien. Die mittleren Tagesmaxima steigen in Nordkamerun am Südufer des Tschadsees in den wärmsten Monaten April und Mai auf über 40 °C, die mittleren Minima sinken in den kühlsten Monaten Januar und Februar nicht unter 12– 13 °C. Von Süden nach Norden nimmt die Zahl der humiden Monate zunächst von 4 auf 2 ab, um dann in die subtropisch-randtropische Trockenzone der südlichen Sahara überzuleiten. Mit einem mittleren Jahresniederschlag von 150–500 mm, der in der sommerlichen Regenzeit als Zenitalregen fällt, liegt der Sahel bereits jenseits der Trockengrenze des Regenfeldbaus von 500 mm pro Jahr. Für die landwirtschaftliche Nutzung erheblich wichtiger als die mittlere Menge der Niederschläge ist deren räumliche und zeitliche Verteilung. Zusammen mit der hohen Intensität fördern die tropischen Starkregen Wassererosion und intensiven oberflächlichen Abfluss. So fielen zum Beispiel im Juli 1963 in Niamey (Niger) innerhalb einer Stunde rund 200 mm Niederschlag (siehe . Abb. 5.13 und 5.14). Solche Extremniederschläge liefern kaum pflanzenverfügbares Wasser und sind daher für eine landwirtschaftliche Nutzung wenig effektiv. Mit abnehmender Menge des Jahresniederschlages steigt auch dessen Variabilität Die äußerst komplexen Wirkungszusammenhänge führen immer wieder zu Dürren im Sahel, deren Auswirkungen durch die anthropogene Einflussnahme katastrophal verstärkt werden können. Vergleichbare Problemlagen finden sich auch im „Sahel“ der Südhemisphäre. Weitestgehend fehlender Niederschlag, hohe Verdunstung über freien Wasserflächen, Wolkenarmut und extreme Trockenheit der Luft sind die klimatischen Charakteristika der subtropisch-randtropischen Trockenzone. Die Sahara ist die größte heiße Wüste unseres Planeten und mit durchschnittlich 9–11 Sonnenscheinstunden pro Tag auch eines der sonnenscheinreichsten Gebiete der Erde. Dieses spiegeln auch die thermischen Verhältnisse wider. Die mittleren Tagesmaxima liegen im Sommer überall über 40 °C, die absoluten Maxima überschreiten ubiquitär 50 °C. Im Juni 1913 und 1922 wurden im libyschen El Aziziyah mit 56,7 und 58,0 °C die bisher höchsten Temperaturen gemessen. Andererseits ist im Winterhalbjahr in der

. Abb. 5.13  Intensität einzelner Niederschlagsereignisse in Niamey, Republik Niger (nach Herbaud 1966).

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. Abb. 5.14  Tagesniederschläge in Niamey 1949 und 1952, überdurchschnittlich trockenes und feuchtes Jahr im Vergleich (nach Janke 1973).

zentralen und nördlichen Sahara Frost weitverbreitet. Dieses führt zu einer sehr hohen, jahreszeitlich stark akzentuierten Temperaturamplitude. Als passatisch beeinflusste Wendekreiswüste erhält der nördliche Randbereich der Sahara Winterniederschläge aus driftenden Zyklonen von äquatorwärts ausgreifenden Tiefdruckfronten aus der Westwindzirkulation. Am Südrand dagegen fallen monsunale konvektive Sommerregen. Beide Regenregime beeinflussen lediglich randlich den Wüstenraum, sind wenig ergiebig und in Raum und Zeit extrem variabel. Es gibt keine Wüste auf der Erde in der die Hyperaridität in ihrer kontinentalen flächenhaften Dimension übertroffen wird und die in der Ostsahara durch den die Trockenheit noch steigernden Easterly(Ost-)Jet nochmals verstärkt wird. Die Ostsahara ist „die Wüste in der Wüste“ und mit mittleren Jahresniederschlägen von 1–5 mm (zum Beispiel in den Kufra-Oasen von Libyen) eines der trockensten Gebiete der Erde überhaupt. Niederschläge treten in der Regel nur alle 3–5 Jahre auf. Das Gebiet bleibt ganzjährig nördlich der ITCZ und unter dem Einfluss des Nordost-Passats, der hier als Harmattan bezeichnet wird. In den übrigen Bereichen der Sahara ist mit Jahresniederschlägen von 5–50 mm zu rechnen. Dort ist auch die Anzahl der Niederschlagstage höher und vielfach auf Durchgänge von ektropischen Kaltfronten zurückzuführen, die an den Vorderseiten von Höhentrögen weit nach Süden vorstoßen können. Auf eigenen Forschungsreisen 1981, 1982 und 1984 konnten in der südlichen zentralen Sahara Nordostnigers jeweils zwei bis sechs Kaltfrontdurchgänge beobachtet werden, die jedoch keinen messbaren Niederschlag brachten, sondern sich auf Regenfallstreifen und einzelne Regentropfenfälle beschränkten (siehe Grunert 1979). Regenfänger, die aus beiden Regimen, so-

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wohl von den mediterranen Winterregen als auch von den tropischen Sommerregen, Niederschläge erhalten, sind die zentralsaharischen Hochgebirge Hoggar und Tibesti. Mit etwas mehr als 100 mm Niederschlag im langjährigen Mittel stellen sie Feuchteinseln in der Wüste dar. Ungewöhnlich hoch sind die Verdunstungsraten von 2500–3000 mm pro Jahr. Die Verdunstungsrate in der zentralen Sahara zeigt, gekoppelt an den Kontinentalitätsgrad, einen deutlichen zentral-peripheren Gradienten. So werden in Colomb Béchar (Algerien), das rund 430 km von der Mittelmeerküste entfernt liegt, 4000 mm gemessen, im ebenfalls algerischen Adrar, ca. 850 km südlich der Küste, bereits etwas über 5000 mm. In der noch trockeneren östlichen Sahara werden Werte von bis zu 6000 mm angegeben. Die durchschnittliche relative Luftfeuchte im Winter beträgt 40–55 % und nur 20–25 % im Sommer. In der südlichen zentralen Sahara wurden bei eigenen Forschungsarbeiten von 1981–1990 jeweils im April mehrmals Werte unter 10 % gemessen. Auch der östliche Teil der Cyrenaika Libyens und fast ganz Ägypten gehören zum saharischen Trockenklima. Die Niederschläge sind nur wenig höher als im Binnenland. Die Winter sind mild und von Mai bis September ist es heiß und trocken. Niederschläge sind selten und stets verbunden mit einer sehr hohen Variabilität in Raum und Zeit. Nicht so extrem ist das Klima des Nildeltagebietes. In Alexandria fallen von November bis Februar 191 mm Niederschlag; in Kairo immerhin noch 24 mm, bei mittleren Temperaturen von 13,3 °C im Januar und 28,3 °C im Juli. Die Niederschläge des Deltas entstammen nordwestlichen Strömungen, die sich mit heißen, trockenen und häufig staubbeladenen südwestlichen, aus der Sahara stammenden Winden abwechseln. Da diese an rund 50 Tagen im Jahr wehen, jeweils 2–3 Tage aufeinanderfolgend, werden sie in Ägypten als Khamsin  (oder Chamsin(„50“) bezeichnet. Etwas regenreicher ist die Küste des Roten Meeres in der Region von Port Sudan. Dort zwingen von Oktober bis Februar nordöstliche Winde die an den Rändern des Rote-Meer-Grabens aufsteigenden feuchten Luftmassen zum weitgehenden Abregnen. Zwischen Südmarokko und Mauretanien schließt sich westlich an die Sahara nahtlos die passatische Küstenwüste der Westsahara an. Der Kaltwasserkörper des Kanarenstroms konvergiert dort zwar mit den kontinentalen Luftmassen des Harmattan, aber aufgrund der Luftmasseneigenschaften kann sich keine Niederschlagstätigkeit entfalten. Die Niederschläge sind damit ähnlich gering wie in der zentralen Sahara. Nouadhibou in Mauretanien erhält an durchschnittlich 5 Regentagen im Jahr 27 mm Jahresniederschlag. Wie bereits erwähnt nimmt Ostafrika im Vergleich zu den übrigen innertropischen Regionen West- und Zentralafrikas eine klimatische Sonderstellung ein. Die Höhenlage der Hochländer von Tansania, Uganda, Kenia und Äthiopien und das Relief der Vulkankegel und Grabenbrüche sowie die großen Wasserflächen der Seen und die breite Küstenabdachung von Somalia am Indischen Ozean überlagern in ihren Auswirkungen das autochthone Niederschlagsregime der Zenitalregen und verursachen nichtzonale und kleinräumige Zirkulationsmuster, die sich als erratische Ereignisse manifestieren. So beträgt der Jahresniederschlag im nördlichen Kenia weniger als 300 mm im Jahr, obwohl Ostafrika aufgrund der planetarischen Lage mit seinem südlichen Teil zu den immerfeuchten inneren Tropen und mit seinem nördlichen Bereich zu den wechselfeuchten äußeren Tropen gehört. „The most

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impressive climatic anomaly in all of Africa“ (Trewartha 1981: 134) soll im Folgenden anhand der vier Niederschlagszonen Ostafrikas erläutert werden. Die Niederschläge von 500 bis über 2000 mm im Bereich der ostafrikanischen Hochländer sind abhängig von den Sonnenständen und fallen als Zenitalregen beim zweimaligen Durchzug der ITCZ. Das erste Maximum von März bis Mai erfolgt mit der Verlagerung der ITCZ auf die Nordhemisphäre. Der Südost-Passat trifft dann mit warmen Luftmassen rechtwinklig auf die Küste und strömt auf das Hochland. Im Nordsommer erfolgt aufgrund des indischen Monsuntiefs eine Strömungsänderung des Passats. Sie unterbindet den Feuchtigkeitstransport nach Ostafrika und führt damit einhergehend zu einer Trockenzeit von Juni bis September. Nur östlich des Victoriasees ist in dieser Zeit ein schwacher Niederschlag zu erkennen, dessen Wirkung bis nach Zentralkenia reicht. Diese regional vom See und auch dem Kongobecken induzierten „continental rains“ (Berger 1989) führen zu einer dreigipfligen Niederschlagkurve zum Beispiel in Nakuru, Kenia. Im September und Oktober, nach dem Ende des Indischen Monsuns gerät Ostafrika in den Einflussbereich des Nordost-Passats. Weht der Passat stärker aus Nordnordost, also aus dem äthiopischen Hochland, dann ist er trocken, weht er aus Ostnordost vom Indischen Ozean her, ist er feuchter und liefert eine kleine Regenzeit, an die sich die trockenen Monate von Dezember bis März unter dem Einfluss des Nordost-Passats anschließen. Südlich des Äquators in Tansania setzt aber bereits im Dezember die südsommerliche Regenzeit ein. Obwohl das Hochland von Kenia flächendeckend Niederschlagsjahressummen von mehr als 760 mm erhält und damit deutlich über der agronomischen Trockengrenze liegt, ist auch hier die Variabilität der Niederschläge im Raum und in der Zeit sehr hoch und erschwert die richtige Wahl des Aussaattermins. Bei unerwarteten Dürreperioden verdorrt die Saat, bei zu später Aussaat kommt sie möglicherweise nicht mehr zur Reife (siehe Berger 1989). Die Küstenstationen erhalten dagegen ebenso viel Niederschlag wie der Rand des Rift Valley im Westen. Im Nordwesten Ostafrikas, bereits in der Sudanzone, aber auch zum Hochland von Äthiopien hin, gehen die Niederschläge rasch auf Werte unter 500 mm zurück, zum Beispiel in Lodwar in Nordwestkenia bis auf 165 mm. Die sehr differenzierten Niederschlagsregime des Hochlandes von Äthiopien gliedern dieses nach Hurni (1982) in drei hygrische Regionen. Die regenreichsten Regionen befinden sich im Luv des Südwest-Monsuns, also in Westäthiopien und dem westlichen Nordäthiopien (zum Beispiel Addis Abeba) mit einer Regenzeit im Sommer von März bis November, die im Jahresmittel 1500–2000 mm Niederschlag liefert. Regionen mit zwei Regenzeiten bei Zenitdurchgang der Sonne im Frühling und im Herbst finden sich in Südäthiopien. Die Niederschlagsmenge nimmt dort von Westen (Hochplateau von Gamogofa mit 1189 mm) nach Osten (Ogaden mit nur 186 mm) stark ab. In Zentral- und Ostäthiopien und im nordöstlichen Hochland treten zwei Regenzeiten auf, getrennt durch eine ausgeprägte Trockenzeit. Die südwestmonsunalen Sommerniederschläge von Juni/Juli bis August/September liefern 50–70 % des Gesamtjahresniederschlags, die Frühjahrsniederschläge, die durch südliche und östliche Winde vom Indischen Ozean hervorgerufen werden, ergeben dagegen nur 15–30 %. Die Somalihalbinsel am Horn von Afrika erhält 100 bis 500 mm Jahresniederschlag, der in weniger als 50 Tagen als Äquinoktialregen beim Durchgang der ITCZ zu den Übergangsjahreszeiten fällt. Kaum 100 mm Regen im Jahr an weniger als 10 Tagen erhält der im Küstenbereich des Golf von Aden, der im Sommer im Lee

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der Monsune liegt und im Winter dem trockenen, kontinentalen Nordost-Passat ausgesetzt ist. Der Küstensaum des Roten Meeres stellt die vierte Niederschlagszone Ostafrikas dar. Im Norden bei Port Sudan und Massaua unterliegt die sudanesisch-eritreische Küstenregion einem Winterregenregime, dessen geringe Niederschläge insbesondere aus dem Passatstau resultieren. Im Hinterland der eritreischen Küste, am nordostexponierten Steilabfall des äthiopischen Hochlandes führt die Überlagerung von zyklonalen Winterregen und sommerlichen Solstitialregen zu einem regionalen Gunstraum. Die Bergländer und Gebirgsmassive Hochafrikas gehören zu den tropischen Höhenklimaten und zeigen eine deutliche Vertikalstufung. Wie in allen Tropengebirgen sind auch in Ostafrika aufgrund der Temperaturabnahme mit der Höhe thermische Höhenstufen auszugliedern. In der feucht-temperierten Höhenstufe, die zwischen 1100–1200 m ü. M. und 2200–2400 m ü. M. liegt und der „Tierra templada“ Höhenstufe der tropischen Anden entspricht, nimmt die Jahresmitteltemperatur bis in 2000 m Höhe auf 17–18 °C ab, mit mittleren täglichen Maxima von etwa 20 °C und Minima von nur noch rund 11 °C. Der Temperaturgang verhindert die Übertragung von Tropenkrankheiten wie Malaria oder die Schlafkrankheit und erlaubt aufgrund des Fehlens der Tsetsefliege (Glossina morsitans tritt hier nicht mehr auf) die Rinderhaltung. Bei gleichzeitiger Frostfreiheit ist die agrarische Nutzung mit Kaffee- und Teeplantagen ebenso möglich wie der Anbau von außertropischen Feldfrüchten, Gemüse und Obst. Im Hochland von Äthiopien wird zwischen dem „heißen Land“, Bercha oder unterer Kolla bis ca. 1500 m ü. M. mit Jahresmitteltemperaturen um 30 °C und mehr, der oberen oder eigentlichen Kolla zwischen 1500 und 1800 m ü. M. mit ca. 26 °C Jahresmitteltemperatur sowie dem „Weinland“, der Weyna Dega, zwischen 1800 und 2500 m ü. M. mit einer Jahresmitteltemperatur von rund 22 °C unterschieden (. Abb. 5.15). Während in der Kolla Baumwolle und Zuckerrohr angebaut werden, ist die Weyna Dega das Anbaugebiet tropischer Höhenkulturen wie Kaffee, Teffhirse, Zitrusfrüchte und Mais. Die produktivsten Hauptlebensräume liegen daher nicht in den heißen Tief-, sondern vielmehr in den

. Abb. 5.15  Die thermischen Höhenstufen im Hochland von Äthiopien (verändert nach Hurni 1982 und Weischet & Endlicher 2000).

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kühleren mittleren Höhenlagen (Addis Abeba bei 2450 m). Dies gilt für alle ostafrikanischen Hochländer (Nairobi 1798 m, Victoria See 1134 m). An der Obergrenze der „afrikanischen Tierra templada“, in 2200–2400 m Höhe, werden mit mittleren Jahresniederschlagssummen von 2200–2400 mm die höchsten Werte in Ostafrika erreicht. Insbesondere an den Luvseiten der Vulkanmassive führen Steigungsregen zu sehr hohen Werten. So erreichen die Niederschläge auf der Westseite des Ruwenzorimassivs rund 4000 mm, auf der Südostseite des Kilimandscharo über 2500 mm. Zwischen 2200–2400 m und 3700–3800 m Höhe erstreckt sich die feuchtkühle Höhenstufe, die „Tierra fria“ Ostafrikas, mit über 10 humiden Monaten und einer Jahresmitteltemperatur von 6–16 °C. In Äthiopien reicht diese Zone von 2500 m ü. M. bis etwa zur Baumgrenze (obere Dega, 3600–3800 m ü. M.) und ist die Anbauzone außertropischer Feldfrüchte wie Gerste, Hafer und Weizen. Die dem Hochland aufgesetzten Vulkane reichen schließlich noch in die Werch-Stufe oberhalb 3500 m ü. M. hinauf, in der bei Jahrestemperaturen